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Boletín Geológico y Minero. Vol. 102-4. Año 1991 (578-603) ESTUDIO DE MINERALES Y ROCAS Las pegmatitas graníticas de Sierra Albarrana (Córdoba, España): Mineralizaciones de Berilio. Por J. GONZALEZ DEL TANAGO (*) RESUMEN El Campo Pegmatítico de Sierra Albarrana (Córdoba, España) es de origen migmatítico y integrado por un conJun_to de pegmatitas graníticas, las cuales, en base a sus relaciones con el encajante, caracterist1cas texturales, anatom1a_ in- terna y mineralogía específica, pueden clasificarse en dos grupos y siete tipos diferentes. Algunas de estas pegmatitas contienen minerales característicos de Fe, Ti, U, Th, T.R., Nb, Ta y Be, así como fosfatos y sulfuros varios. Dentro de este campo sólo tres tipos de pegmatitas contienen algún mineral de Be (berilo, crisoberilo y bertrandita). El berilo aparece según dos variedades: el de origen pegmatítico •N• y el berilo •Ü•, de color azul, de origen a partir del crisoberilo. Las composiciones medias respectivas son: Si,.,. AJ,.,. Be,.,. Fei·,.,, Mgo.01 Cao.01 Naº.''º Y S15'9, _Al1.ss Be2•97 Fe 3 ' 0•15 Fe 2 0•04 Mn 0 . 02 Mg 0 20 Na 0 . 20 . Se relacionan las sustituciones del Al por Fe, Mn y Mg con la entrada de cationes en posición •R•. El crisoberilo tiene una composición media de Al, Be,.,. Fe 3 ,.,,. Se estudia la mineralogénesis del Be y el desarrollo del sistema Be - Al - Si -H 2 0 en estas pegmatitas, discutién- dose la naturaleza y las condiciones de formación de cada mineral. Palabras clave: España, Córdoba, Sierra Albarrana, Pegmatita, Yacimientos minerales, Geoquímica del berilio, Berilo, Criso- berilo, Bertrandita. ABSTRACT The Pegmatite Field of Sierra Albarrana (Córdoba, Spain) has a migmatitic origin and it is formad by a granitic pegmatitas suite which in base of its relations with the surrounding rocks, texture, interna! anatomy and specific mineralogy can be classified in 2 groups and 7 difterent types. Sorne of these pegn;iatites include characteristic minerals of Fe, Ti, U, Th, REE, Nb, Ta y Be and sorne phosphates and sulfides. ·· In this field, only 3 pegmatita types contain Be minarais (beryl, chrysoberyl and bertrandite). The beryl appears in two different types: one with a pegmatitic origin, •N• type, and the other, the blue beryl, with a retrograde origin from the chrysoberyl, •Ü• type. The respective average compositions are: Si,.,, AJ,.,. Be,.,,, Fe 2 •,.,, Mg,.01 Cao.01 Nao.03, Si:;.97 Al1.s3 Be,. 97 Fe 3 •0•15 Fe 2 • 0 •0, Mn 0 -o 2 Mg 0 . 20 Na 0 . 20 ; the ·R· position cations in the beryl may be related to Al sust1tut1ons by Fe, Mn and Mg. The chrysoberyl has an average compositions of Al, Be,.,. Fe 3 •,.,,. The Be mineralogy and development of the Be - Al - Si -H,O system in these pegmatites is discussed as well as development reactions of each mineral. Key words: Spain, Córdoba, Sierra Albarrana, Pegmatita, Mineral deposits, Geochemistry of Beryllium, Beryl, Chrysoberyl, Bertrandite. 1. INTRODUCCION A lo largo de la Banda de Cizalla Córdoba-Bada- joz (Zona de Ossa-Morena, Orógeno Hercínico Español). afloran algunos conjuntos pegmatíticos (*) Opto. Patrología. Fac. de Ciencias Geológicas. Univer- sidad Complutense. 28040 Madrid. 90 (Sierra Albarrana, Villaviciosa de Córdoba, Fuen- teovejuna), ubicados en lo que constituye los dominios de Sierra Albarrana y Cerro Muriano según DELGADO QUESADA et al. (1977) o Grupo de Materiales de Sierra Albarrana según APALA- TEGUI et al. (1983) y ABALOS (1990). El Campo Pegmatítico de Sierra Albarrana (upeg- LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4-579 matite field», en el sentido de CERNY. 1982) está constituido por un cortejo de pegmatitas graníticas, de origen migmatítico (GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1990). que afloran en la Unidad de Gneises de La Albarrana y zo- nas limítrofes de la Unidad de Esquistos y Mica- esquistos de La Albariza-Bembézar. Este campo pegmatítico ocupa una dimensión de aproximadamente 50 kilómetros cuadrados, y tiene una forma elongada en dirección NO-SE. La mayoría de los cuerpos pegmatíticos que lo integran tienen también una dirección NO-SE. La envergadura de tales cuerpos es muy variable, llegando a alcanzar potencias métricas y aún mayores. Los primeros datos sobre la existencia de peg- matitas en el entorno de Sierra Albarrana fue- ron proporcionados por CARBONELL (1917) al comentar la existencia de explotaciones de mos- covita en la Dehesa de La Albarrana. Encontra- mos después referencias sobre estas pegmatitas en breves estudios específicos sobre algunos de sus minerales en CAABONELL (1926 y 1941); LOPEZ DE AZCONA (1940, 1952 y 1957); LOPEZ DE AZCONA y ABBAD (1941 y 1949); LOPEZ DE AZCONA et al. (1942); MESSEGUER (1949) y MINGARRO (1960). Posteriormente, algunos aspectos de estas peg- matitas han quedado reflejados en trabajos de ARRIBAS (1967). GARROTE et al. (1980), ORTE- GA et al. (1982). FENOLL et al. (1983). ORTEGA et al. (1984), GONZALEZ DEL TANAGO et al. (1984). GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1988), ABAD y MARTIN RAMOS (1990), GON- ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990) y GON- ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990). La explotación minera de estas pegmatitas se inició con anterioridad a 1917, según datos de CARBONELL (1917). Posteriormente, el descubri- miento en las mismas de minerales radioactivos hizo que el entorno de Sierra Albarrana quedara reservado a favor del Estado, constituyéndose en 1952 el Coto Minero «Antonio Carbonell", que pasó a ser explotado por la Junta de Energía Nuclear. La escasez y dispersión de las minera- lizaciones de uranio en estas pegmatitas hizo que se abandonara su explotación, siendo tras- pasadas a la empresa AISLAMIC para el benefi- cio de materiales cerámicos. La desaparición de esta empresa acabó con la explotación de estas 91 pegmatitas que, desde comienzo de la década de los ochenta, permanecen inactivas. 2. ENCUADRE GEOLOGICO Y ORIGEN DE LAS PEGMATITAS La Sierra Albarrana es una pequeña alineación montañosa. situada al NO de la provincia de Córdoba (España). Está constituida por una serie de materiales. metapelíticos y metaarcósicos con algunas intercalaciones de cuerpos metabasíti- cos, que se pueden integrar en dos unidades lito- estratigráficas fundamentales, Gneises de La Al- barrana y Esquistos y Micaesquistos de La Albari- za - Bembézar, afectadas por un metamorfismo regional polifásico, de edad hercínica (GONZA- LEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1990). Este metamorfismo se puede articular en tres fases principales: La primera fase (Fi) coinci- de con el engrosamiento cortical y desarrolla un metamorfismo regional generalizado de tipo ba- rrowiense (granate, estaurolita, andalucita, diste- na); en la segunda fase (F2) se alcanza el pico térmico, dentro ya de un ambiente descompre- sivo (sillimanita, cordierita y feldespato potá- sico). originándose alguna migmatización y gene- rándose pequeños cuerpos granitoides; la terce- ra fase (Fa) tiene un carácter retrógrado y con- lleva un aumento de la presión relativa de H20 (biotita. moscovita). Las condiciones para el má- ximo térmico han sido fijadas por GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990) entre 675º C y 700º C. a presiones de 4.9 ± 0.5 Kb. En relación con este metamorfismo, comienzan a formarse desde el final de F1 un conjunto de diferenciados metamórficos con texturas pegma- toides que dan lugar, en una primera etapa, a venas de segregación originadas en condiciones usubsolidus» y, posteriormente, durante el trans- curso de F2, restringido a las áreas en donde se alcanzan las mayores temperaturas, a un cortejo de cuerpos granitoides originados ya en condi- ciones anatécticas. Este último proceso, acaecido en una etapa des- compresiva con aumento de la presión relativa del H20, se vio favorecido por la formación de cizallas dúctiles que permitieron una mayor cir- culación de fluidos y volátiles en general.

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Boletín Geológico y Minero. Vol. 102-4. Año 1991 (578-603)

ESTUDIO DE MINERALES Y ROCAS

Las pegmatitas graníticas de Sierra Albarrana (Córdoba, España): Mineralizaciones de Berilio.

Por J. GONZALEZ DEL TANAGO (*)

RESUMEN

El Campo Pegmatítico de Sierra Albarrana (Córdoba, España) es de origen migmatítico y ~st~ integrado por un conJun_to de pegmatitas graníticas, las cuales, en base a sus relaciones con el encajante, caracterist1cas texturales, anatom1a_ in­

terna y mineralogía específica, pueden clasificarse en dos grupos y siete tipos diferentes. Algunas de estas pegmatitas contienen minerales característicos de Fe, Ti, U, Th, T.R., Nb, Ta y Be, así como fosfatos y sulfuros varios.

Dentro de este campo sólo tres tipos de pegmatitas contienen algún mineral de Be (berilo, crisoberilo y bertrandita). El berilo aparece según dos variedades: el de origen pegmatítico •N• y el berilo •Ü•, de color azul, de origen ret~ógrado a partir del crisoberilo. Las composiciones medias respectivas son: Si,.,. AJ,.,. Be,.,. Fei·,.,, Mgo.01 Cao.01 Naº.''º Y S15'9, _Al1.ss Be2•97 Fe3' 0•15 Fe2• 0•04 Mn0 .02 Mg0 •20 Na0 .20. Se relacionan las sustituciones del Al por Fe, Mn y Mg con la entrada de cationes en posición •R•. El crisoberilo tiene una composición media de Al, Be,.,. Fe3• ,.,,.

Se estudia la mineralogénesis del Be y el desarrollo del sistema Be - Al - Si -H 20 en estas pegmatitas, discutién­dose la naturaleza y las condiciones de formación de cada mineral.

Palabras clave: España, Córdoba, Sierra Albarrana, Pegmatita, Yacimientos minerales, Geoquímica del berilio, Berilo, Criso­berilo, Bertrandita.

ABSTRACT

The Pegmatite Field of Sierra Albarrana (Córdoba, Spain) has a migmatitic origin and it is formad by a granitic pegmatitas suite which in base of its relations with the surrounding rocks, texture, interna! anatomy and specific mineralogy can be classified in 2 groups and 7 difterent types. Sorne of these pegn;iatites include characteristic minerals of Fe, Ti, U, Th, REE, Nb, Ta y Be and sorne phosphates and sulfides. ··

In this field, only 3 pegmatita types contain Be minarais (beryl, chrysoberyl and bertrandite). The beryl appears in two different types: one with a pegmatitic origin, •N• type, and the other, the blue beryl, with a retrograde origin from the chrysoberyl, •Ü• type. The respective average compositions are: Si,.,, AJ,.,. Be,.,,, Fe2•,.,, Mg,.01 Cao.01 Nao.03, .ªn~ Si:;.97 Al1.s3 Be,.97 Fe3

• 0•15 Fe2• 0•0, Mn0 -o2 Mg0.20 Na0.20 ; the ·R· position cations in the beryl may be related to Al sust1tut1ons by Fe,

Mn and Mg. The chrysoberyl has an average compositions of Al, Be,.,. Fe3•,.,,.

The Be mineralogy and development of the Be - Al - Si -H,O system in these pegmatites is discussed as well as .~he development reactions of each mineral.

Key words: Spain, Córdoba, Sierra Albarrana, Pegmatita, Mineral deposits, Geochemistry of Beryllium, Beryl, Chrysoberyl, Bertrandite.

1. INTRODUCCION

A lo largo de la Banda de Cizalla Córdoba-Bada­joz (Zona de Ossa-Morena, Orógeno Hercínico Español). afloran algunos conjuntos pegmatíticos

(*) Opto. Patrología. Fac. de Ciencias Geológicas. Univer­sidad Complutense. 28040 Madrid.

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(Sierra Albarrana, Villaviciosa de Córdoba, Fuen­teovejuna), ubicados en lo que constituye los dominios de Sierra Albarrana y Cerro Muriano según DELGADO QUESADA et al. (1977) o Grupo de Materiales de Sierra Albarrana según APALA­TEGUI et al. (1983) y ABALOS (1990).

El Campo Pegmatítico de Sierra Albarrana (upeg-

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matite field», en el sentido de CERNY. 1982) está constituido por un cortejo de pegmatitas graníticas, de origen migmatítico (GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1990). que afloran en la Unidad de Gneises de La Albarrana y zo­nas limítrofes de la Unidad de Esquistos y Mica­esquistos de La Albariza-Bembézar.

Este campo pegmatítico ocupa una dimensión de aproximadamente 50 kilómetros cuadrados, y tiene una forma elongada en dirección NO-SE. La mayoría de los cuerpos pegmatíticos que lo integran tienen también una dirección NO-SE. La envergadura de tales cuerpos es muy variable, llegando a alcanzar potencias métricas y aún mayores.

Los primeros datos sobre la existencia de peg­matitas en el entorno de Sierra Albarrana fue­ron proporcionados por CARBONELL (1917) al comentar la existencia de explotaciones de mos­covita en la Dehesa de La Albarrana. Encontra­mos después referencias sobre estas pegmatitas en breves estudios específicos sobre algunos de sus minerales en CAABONELL (1926 y 1941); LOPEZ DE AZCONA (1940, 1952 y 1957); LOPEZ DE AZCONA y ABBAD (1941 y 1949); LOPEZ DE AZCONA et al. (1942); MESSEGUER (1949) y MINGARRO (1960).

Posteriormente, algunos aspectos de estas peg­matitas han quedado reflejados en trabajos de ARRIBAS (1967). GARROTE et al. (1980), ORTE­GA et al. (1982). FENOLL et al. (1983). ORTEGA et al. (1984), GONZALEZ DEL TANAGO et al. (1984). GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1988), ABAD y MARTIN RAMOS (1990), GON­ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990) y GON­ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990).

La explotación minera de estas pegmatitas se inició con anterioridad a 1917, según datos de CARBONELL (1917). Posteriormente, el descubri­miento en las mismas de minerales radioactivos hizo que el entorno de Sierra Albarrana quedara reservado a favor del Estado, constituyéndose en 1952 el Coto Minero «Antonio Carbonell", que pasó a ser explotado por la Junta de Energía Nuclear. La escasez y dispersión de las minera­lizaciones de uranio en estas pegmatitas hizo que se abandonara su explotación, siendo tras­pasadas a la empresa AISLAMIC para el benefi­cio de materiales cerámicos. La desaparición de esta empresa acabó con la explotación de estas

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pegmatitas que, desde comienzo de la década de los ochenta, permanecen inactivas.

2. ENCUADRE GEOLOGICO Y ORIGEN DE LAS PEGMATITAS

La Sierra Albarrana es una pequeña alineación montañosa. situada al NO de la provincia de Córdoba (España). Está constituida por una serie de materiales. metapelíticos y metaarcósicos con algunas intercalaciones de cuerpos metabasíti­cos, que se pueden integrar en dos unidades lito­estratigráficas fundamentales, Gneises de La Al­barrana y Esquistos y Micaesquistos de La Albari­za - Bembézar, afectadas por un metamorfismo regional polifásico, de edad hercínica (GONZA­LEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1990).

Este metamorfismo se puede articular en tres fases principales: La primera fase (Fi) coinci­de con el engrosamiento cortical y desarrolla un metamorfismo regional generalizado de tipo ba­rrowiense (granate, estaurolita, andalucita, diste­na); en la segunda fase (F2) se alcanza el pico térmico, dentro ya de un ambiente descompre­sivo (sillimanita, cordierita y feldespato potá­sico). originándose alguna migmatización y gene­rándose pequeños cuerpos granitoides; la terce­ra fase (Fa) tiene un carácter retrógrado y con­lleva un aumento de la presión relativa de H20 (biotita. moscovita). Las condiciones para el má­ximo térmico han sido fijadas por GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990) entre 675º C y 700º C. a presiones de 4.9 ± 0.5 Kb.

En relación con este metamorfismo, comienzan a formarse desde el final de F1 un conjunto de diferenciados metamórficos con texturas pegma­toides que dan lugar, en una primera etapa, a venas de segregación originadas en condiciones usubsolidus» y, posteriormente, durante el trans­curso de F2, restringido a las áreas en donde se alcanzan las mayores temperaturas, a un cortejo de cuerpos granitoides originados ya en condi­ciones anatécticas.

Este último proceso, acaecido en una etapa des­compresiva con aumento de la presión relativa del H20, se vio favorecido por la formación de cizallas dúctiles que permitieron una mayor cir­culación de fluidos y volátiles en general.

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Todo ello hizo posible el que una serie de fun­didos silicatados, ricos en volátiles, pudieran llegar a concentrarse, bajo un claro control tec­tónico, en determinadas cámaras, adoptando mor­fologías tabulares o estromáticas de acuerdo con BRISBIN (1986); allí tales fundidos se consolida­ron siguiendo un proceso que se ajusta bien a los descritos por JAHNS y BURNHAN (1969); JANHS (1982) y BURNHAN y NEKVASIL (1986).

Debe destacarse el importante rol jugado en todo este proceso por el B y P, sin cuyo concur­so no se habrían podido generar estas pegmati­tas o hubieran tenido un desarrollo muy incipen­te; y tanto como moderadores de las tempera­turas eutécticas, como distribuidores, muy efica­ces, de determinados elementos, lo que se refle­ja en la mineralogía de estas pegmatitas y en el activo metasomatismo a que fue sometido el en­cajante.

El origen anatéctico y el carácter autóctono o cuasiautóctono de estas pegmatitas hacen que su naturaleza y modo de emplazamiento queden estrechamente controlados por dos factores fun­damentales: naturaleza de la roca protolítica, a menudo casi sinónimo de roca encajante y, por otro lado, condiciones tectonometamórficas lo­cales en las que se desarrollaron estos cuerpos.

Las litologías protolíticas están constituidas por gneises, gneises micáceos y esquistos, siendo en los niveles más micáceos en donde se generó una mayor tasa volumétrica de pegmatitas. No obstante, algunas pegmatitas de tendencia más tonalítica o trondhjemítica, están asociadas a gneises cuarzo-feldespáticos.

Con respecto a la relación de estas pegmatitas con el tectonometamorfismo, conviene recordar (GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1990), que el proceso de migmatización coincidente en su mayor parte con el pico térmico se produjo con cierto retraso respecto al clímax bárico y ya comenzada la deformación sin-F2. Por ello, es­tas pegmatitas suelen formarse sobre o a favor de una esquistosidad ya existente (S2) que, sin embargo, al mismo tiempo acaba por afectarlas y envolverlas, sufriendo un cierto grado de «abu­dinamiento» y dando lugar a texturas típicamen­te sincinemáticas respecto a F2 (ZWART, 1962). Estas relaciones son particularmente visibles en los cuerpos más pequeños, mientras que en los cuerpos de mayor envergadura son más difíciles

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de establecer aunque, en general, éstos aparecen finalmente rodeados por S2. No obstante, el pro­ceso pegmatítico se prolonga, a veces, más allá de F2, como lo demuestra el hecho de que algu­nas pegmatitas tardías llegan a intersectar a S2. De ello se deduce que el período de formación de estas pegmatitas abarca desde F2 (cuando se alcanza el pico térmico y ha comenzado una des­compresión generalizada de las estructuras) has­ta la interfase con F3.

Debido a ello, la mayoría de las pegmatitas están más o menos orientadas respecto a S2, constitu­yendo cuerpos elipsoidales, lenticulares o tabu­lares, de longitudes hectométricas o mayores, que llegan a constituir conjuntos arrosariados. Tales lineaciones señalan, evidentemente, nive­les estructurales (charnelas de anticlinales, frac­turas dúctiles, etc-) paralelos a los planos de ple­gamiento de F2, hacia donde los fluidos pegma­títicos migraron para quedar allí definitivamente inmovilizados.

Posteriormente, muchos de estos cuerpos se ven afectados por Fa, acentuándose el abudinamiento y produciéndose, en muchos casos, una fuerte deformación y plegado. Ya en una etapa post­metamórfica, algunos de estos cuerpos sufrieron una deformación frágil de dirección transversal a las estructuras de F2 que, a veces, fue acompaañ­da por hidrotermalismos poco importantes a los que se asociaron, localmente, algunas minerali­z~ciones con sulfuros PBG. ... Por lo que respecta a los contactos de estas peg­matitas hay que señalar que son. en general, ne­tos. Sin embargo, en ocasiones aparecen transi­cionales, sobre todo en los casos de una mine­ralogía afín entre el encajante y la pegmatita; en estos casos la diferencia estriba, únicamen­te, en el tamaño cristalino. La geometría de tales contactos es variable, según veremos, y depen­de mucho de la naturaleza del encajante.

3. CARACTERISTICAS DE LAS PEGMATITAS GRANITICAS

La naturaleza de estas pegmatitas, las caracte­rísticas de sus exocontactos y endocontactos, mineralogía y anatomía interna, varían mucho de unas a otras. Por otra parte las relaciones mu­tuas entre el encajante y la pegmatita, la canta-

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minac1on de los fluidos pegmatíticos por ele­mentos del encajante, o bien en sentido inverso, metasomatismo del encajante a partir de la mi­gración de la fracción más rica en volátiles de los fluidos pegmatíticos, que son procesos bas­tante frecuentes en una buena parte de las peg­matitas de Sierra Albarrana, dependen en gran medida de la propia envergadura de estos cuerpos.

Teniendo en cuenta el origen anatéctico de estas pegmatitas, su mineralogía muestra, en general, una estrecha vinculación con la del encajante, tanto esencial como accesoria.

La mayor parte de estas pegmatitas está com­puesta exclusivamente por los minerales del sis­tema granítico: cuarzo, plagioclasa (albita-oligo­clasa) y feldespato potásico a los que acompa­ñan, en menor medida, moscovita y biotita, así como los accesorios de la serie chorlo-dravita (en adelante turmalina s.I.), almandino-espesarti­ta (en adelante granate s.I.) y fluorapatito (en ade­lante apatito s.I.). Estos cuerpos constituyen, desde un punto de vista estrictamente mineraló­gico, las pegmatitas de «mineralogía simple» o pegmatitas «estériles en minerales de elemen­tos raros» (FERSMAN, 1931; GINZBURG, 1979). Sin embargo, otra parte de estas pegmatitas con­tienen, además, otros minerales en cantidades minoritarias o accesorias. Este último grupo de pegmatitas, aunque menos numeroso, tiene una mayor importancia en el contexto general, al es­tar integrado por los cuerpos de mayor tamaño .

Entre el conjunto de minerales minoritarios o ac­cesorios distinguiremos: un primer grupo en don­de incluiremos los minerales que también apa­recen así en la roca protolítica, tal como ocurre con el cir,cón, rutilo, ilmenita, hematites y tér­minos intermedios entre estas dos últimas fases minerales. Un segundo grupo, formado por los minerales que contienen de manera mayoritaria alguno o algunos de los «elementos raros» (GINZBURG, 1979; CERNY, 1982); estos minera­les aparecen en Sierra Albarrana sólo en ciertas pegmatitas, formando asociaciones específicas. tal como ocurre con los minerales de Be (berilo y crisoberilo), U (uraninita, brannerita); Th (tori­ta), tierras raras (monacita, xenotima, allanita, bastnasita), Nb y Ta (rutilo niobífero y columbo­tantalita). Un tercer grupo en donde incluiremos una serie de fosfatos de Fe, Mn, Mg (tripli­ta, rnagniotriplita y graftonita), característicos de

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algunos tipos de pegmatitas. Un cuarto grupo constituido por una serie de sulfuros y sulfoarse­niuros, siempre de escasa importancia cuantita­tiva, que aparecen muy dispersos en algunas de estas pegmatitas (pirita, arsenopirita, lollingita y rnolibdenita).

Además de estos grupos mineralógicos hay que señalar la presencia de otros conjuntos que no están vinculados al proceso pegrnatítico s.s. En primer lugar cHarernos a una serie de minerales alumínicos (CO), cuyo origen está siempre aso­ciado a la contaminación o asimilación más o menos directa de restos del encajante. Los más representativos, además de una buena parte de la moscovita, biotita y granate, son la andalucita y sillimanita, así como el corindón, que de ma­nera esporádica acompaña a estos últimos mine­rales, en enclaves de clase E-4 (GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, in press). También se po­dría incluir en este grupo a la cordierita, si se lleqara a confirmar su presencia (ORTEGA et al., 1982).

Finalmente, hay que reseñar otra serie de mi­nerales que forman parte de estas pegmatitas, pero cuya génesis no tiene que ver con el proce­so pegrnatítico s.s., al menos de una manera di­recta: unos por estar asociados a procesos hidro­terrnales postpegmatíticos (PP) originados por reemplazamiento o alteración de minerales pri­marios, entre los que hay que mencionar, ade­más de neoforrnaciones de cuarzo, albita, feldes­pato potásico, moscovita, apatito y berilo, a la clorita, cloritoide, bertrandita, magnetita, esfena, anatasa, uranofana, beckelerita, autunita, torber­nita, rockbridgeita, fosfuranilita y fosfosiderita; otros por aporte exterior, como es el caso de algunos sulfuros ligados a procesos hidroterrna­les que depositan sulfuros de tipo PBG (con neo­forrnación de pirita, así corno calcopirita, esfale­rita y galena); otros por estarlo a procesos su­pergénicos (PS) corno la goethita, limonita, piro­lusita, yeso, jarosita, escorodita, así corno libs­cornbita y varios fosfatos complejos de Al, Ca, Fe y Mn, algunos de los cuales, por encontrarse en cantidades escasas, no han podido todavía ser caracterizados.

En la tabla 1 se muestra un resumen global de la mineralogía de estas pegmatitas, señalando en qué tipos de pegmatitas aparece cada mineral. En la última columna se especifica, según el es­quema establecido, el origen de estos minera-

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4-582 J. GONZALEZ DEL TANAGO

TABLA 1 Mineralogía de las pegmatitas de Sierra Albarrana

Cuarzo .............. . Plagioclasa .. . . . . . .. .. . Feld. K .............. . Moscovita ........... . Biotita .............. . Chorlo-Dravita . . . . . . . .. Almand.-Espes ......... . Apatito ........... . Circón ............. .. Rutilo±Nb ........... . llmenita .............. . Hematites ........... . Berilo .................... . Crisoberilo .. . .. . .. . . .. Uraninita .............. . Brannerita .. . .. . .. . .. . .. . Torita .................... . Monacita ................. . Xenotlma ........... .

1.1

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Allanita ... ... ... ... ... + Nb-Tantalita .. . .. . .. . .. . ? Triplita±Mg ........ . Graftonita .. . . . . .. . .. . Pirita ... ... ... ... ... ... ... + Lollingita .............. . Arsenopirita .............. . Molibdenita .. . .. . . . . .. . + Andalucita .. . .. . .. . .. . .. . Sillimanita .............. . Corindón ................. . Batsnaesita .. . .. . .. . .. . . . . + Cloritoide ................. . Bertrandita .. . .. . .. . .. . .. . Magnetita .. . .. . .. . .. . .. . + Esfena ... ... ... ... ... ... ... + Anatasa ... ... ... ... ... ... + Clorita ... ... ... ... ... ... + Uranofana .............. . Becquelerita .. . .. . .. . . . . .. . Rockbrídgeita .. . .. . .. . .. . Fosfuranilita .. . . . . .. . .. . Autunita ................. . Torbernita .. . .. . .. . .. . .. . + Fosfosiderita .............. . Calcita ... ... ... + Epidota ... ... ... ... + Calcopirita .. . .. . .. . ? Blenda ........... . Galena ........... . Malaquita .. . .. . .. . ? Jarosita ... ... .. . . . . + Yeso .............. . Limonita ... ... ... ... + Goethita ... ... ... ... ... + Escorodita .. . .. . .. . . .. (1) ....................... .

1.2

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Leyenda.-0: Muy abundante. • Abundante. • Escaso. + Raro. PG Pegmatítico s. s. cajante. PP Postpegmatítico. SU Supergénico. (1) Libscombita y otros fosfatos de Fe, Ca, Mn y Al, aún no determinados.

2.2 Etapas

O PG CO PP O PG CO PP O PG PP O PG CO PP • PG CO O PG • PG CO PP • PG CO? PP SU + PG

PG CO? PG CO? PG CO PP

O PG PP PG

+ PG PG PG

+ PG + PG

PG PG

+ PG + PG + PG PP + PG PP? + PG PP?

PG co

? co CO PP? PP? pp

+ pp ? PP?

+ pp PP SU?

+ pp su pp su

+ pp su + PG? PP?

? pp su + pp su

pp su + pp su

pp su pp PG? PP pp pp su

+ su + su + su + su + su + pp su

CO Contaminación del en-

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4-583

les, incluyéndose, además, la frecuencia de los mismos.

La estructuración interna de estas pegmatitas varía mucho de unos cuerpos a otros, en gene­ral, como una función de su tamaño. De este modo, mientras que en los cuerpos más peque­ños es difícil distinguir una zonalidad interna, en los de mayor envergadura esta zonalidad está más desarrollada, diferenciándose una serie de zonas, más o menos concéntricas, con caracte­rísticas texturales y mineralógicas propias (fi-gura 1). ,

Siguiendo la terminología, ya clásica, adoptada por el Servicio Geológico de los Estados Unidos, formalizada después de CAMERON et al. (1949) y de una manera un tanto sintética, cabe señalar en estas pegmatitas desde el endocontacto hacia el interior de las mismas la siguiente zonalidad:

Zona de borde

Teóricamente corresponde a la parte de pegma­tita que se ha enfriado más rápidamente, lo que se manifiesta porque suefe presentar una textu­ra aplítica, con un tamaño de grano fino a me­dio, notablemente más pequeño que el resto. Tiene una potencia muy reducida que no pasa

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Figura 1.-Sección transversal de una pegmatita de tipo E2 (Complejo de El Punto). Aquí, como ocurre frecuente­mente en muchos de estos cuerpos, la simetría bilateral se pierde a causa de fracturas sin-F3 y posteriores. El

berilo aparece difundido por toda la zona interna.

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de 2 a 4 cm., y que, en muchas ocasiones, dis­minuye mucho o llega a desaparecer. Su mine­ralogía está constituida, fundamentalmente, por cuarzo y plagioclasa albítica, y en menor pro­porción feldespato potásico. La turmalina es poco frecuente, dada la tendencia que tienen los fluidos ricos en B a emigrar hacia el encajante. Localmente, se observan también incipientes moscovitizaciones. La razón del escaso desarro­llo de esta zona es obvia y se debe al pequeño contraste térmico entre los fluidos pegmatíticos y el encajante en donde éstos se emplazan.

Zona externa

Tiene una mineralogía similar a la anterior, de la que se diferencia, principalmente, por el des­arrollo de las texturas gráficas entre el cuarzo y los feldespatos, así como por el mayor tamaño de grano, por lo menos de dimensiones milimé­tricas. El tránsito con la zona de borde es gra­dual y en pocas ocasiones se puede establecer un límite bien definido. En muchas pegmatitas es frecuente la presencia de biotita y/o de gra­nate, como aportaciones, más o menos directas del encajante. La biotita, en mayor o menor can­tidad, es casi ubicua en todas las pegmatitas, y suele recristalizar en cristales alargados, de hábito alistonado (•laths· en la literatura anglo­sajona), que llegan a medir hasta 70 cm. El gra­nate es menos frecuente, y aparece casi de modo exclusivo en las pegmatitas emplazadas en los esquistos.

Zona interna

En esta zona el tamaño de grano es siempre grue­so, alcanzando tamaños centimétricos o mayores. El feldespato potásico suele predominar sobre la plagioclasa. Son frecuentes los dominios mo­nominerales, a veces constituidos por monocris­tales de gran tamaño de dimensiones decimétri­cas. No son raros los fenómenos de reemplaza­miento de feldespato potásico por agregados de cuarzo y moscovita. Igualmente aparecen domi­nios de turmalina y cuarzo originados, bien por reemplazamiento de minerales primarios, bien por consolidación de pequeñas subcámaras ricas en volátiles que no tuvieron ocasión de migrar hacia el encajante. Finalmente, hay que destacar que en esta zona suelen aparecer la mayor parte de los minerales accesorios.

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4-584 J. GONZALEZ DEL TANAGO

Zona de núcleo

Constituida casi exclusivamente por cuarzo que, en algún caso, incluye grandes cristales de fel­despato potásico. En algunos cuerpos el cuarzo toma localmente una cierta tonalidad débilmente rosada.

La naturaleza poco evolucionada de estas peg­matitas impide una zonación más compleja, apa­reciendo, no obstante en ocasiones, dentro de las zonas descritas, algunas pequeñas diferen­ciaciones en bandas o dominios irregulares, ca­racterizadas por el predominio de determinados minerales. Sin embargo, dada su falta de conti­nuidad, en pocos casos se pueden establecer subzonas en el sentido de CAMERON et al. (1949), UEBEL (1977) o CERNY (1982).

4. CLASIFICACION Y TIPOLOGIA DE LAS PEGMATITAS

Teniendo en cuenta la petrogénesis y condicio­nes de emplazamiento de estas pegmatitas, así como sus características geoquímicas, entre las que destaca la extremada pobreza en Li (GON­ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, in press), es indudable que deben ser incluidas en el tipo 111 de GINZBURG y RODIONOV (1960) en RODIO­NOV (1964) y GINZBURG et al. (1979), aunque es evidente que algunas de las pegmatitas menos evolucionadas tienen también afinidades con el tipo IV y, por el contrario, en alguna de ellas la presencia de alguna mineralización de Ta, bien es verdad que muy escasa, podría constituir un nexo con las del grupo 11 de estos autores. Por otro lado, desde un punto de vista composicio­nal, estas pegmatitas pertenecen a los tipos «Ce­rámico» y «micáceo» de RUDENKO et al. (1975).

GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1988 y 1990a) señalaron la zonalidad que a escala de afloramiento presentaban las Pegmatitas de Sie­rra Albarrana, clasificándolas, en base a sus ubi­caciones estratigráficas y a otras características anatómicas y mineralógicas, en dos grupos prin­cipales.

Las pegmatitas del primer grupo («G» de GON­ZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1988) están ubi­cadas en los Gneises de La Albarrana. Sus em­plazamientos, considerados en conjunto, están

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sometidos a un moderado control estructural, lo que, sin embargo, no se manifiesta a pequeña escala o a nivel de afloramiento. La morfología de estos cuerpos es variable e irregular, con­formando masas lenticulares o esferoidales, con frecuentes lobulaciones y apófisis que interdigi­tan con el encajante. Los contactos con éste sue­len estar bien delimitados, aunque, a veces, que­den difusos cuando el encajante y la pegmatita tienen una composición similar, como es el caso de las pegmatitas de tendencia trondhjemítica o tonalítica emplazadas en gneises cuarzo feldes­páticos.

Las pegmatitas pertenecientes al segundo grupo ( .. E,. de GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO, 1988) se encuentran ubicadas en los Esquistos de La Albariza - Bembézar. Sus contactos con el encajante son siempre netos y bien definidos y las morfologías suelen ser tabulares, con gran continuidad lateral, en algunos casos kilométri­cas. Sus potencias pequeñas, siempre inferiores al Dm., permanecen casi constantes a lo largo de todo su recorrido. Las direcciones de estos cuerpos, entre 130º y 160º, son paralelas a las estructuras de F2, lo que evidencia, como ya se ha señalado, un fuerte condicionamiento tec­tónico.

Dentro de estos dos grupos se pueden indivi­dualizar perfectamente una serie de subtipos ca­racterísticos, bien definidos en función de ca­racterísticas texturales y mineralógicas, muchas yeces dependiendo de su posición estratigráfica y del encajante.

G.1.

Tipo «Diéresis». Cuerpos lenticulares o irregu­lares de potencias métricas, caracterizados por su escasez en micas, sobre todo moscovita, y por la presencia conjunta de uraninita y bran­nerita como minerales primarios de uranio. Son relativamente frecuentes los minerales con altos contenidos en T.R., sobre todo monacita, así co­mo una variada gama de óxidos de Fe y Ti que forman soluciones y exoluciones diversas: ilme­nita, hematites, rutilo, rutilo niobífero.

G.2.

Tipo" Beta». Cuerpos lenticulares, de tamaño me­dio, con potencias no superiores al Dm. y como en el tipo anterior con una notable escasez de

LAS PEGMATITAS GRANll ICAS DE SIERf!A ALBARRANA (CORDOBA, ESPAf'iA): MINERALIZACIONES ... 4-585

minerales micáceos. El mineral primario de ura­nio es exclusivamente brannerita, y aquí los óxi­dos de Fe y Ti son más escasos, excepto el ru­tilo, que suele ser moderadamente abundante.

G.3.

Tipo "La Coma». Cuerpos lenticulares caracteri­zados por un desarrollo lateral mayor que en los tipos anteriores, pero con potencias inferiores al Dm. En su mineralogía aparece la moscovita como un mineral relativamente abundante, sien­do la brannerita el úntco mineral de uranio pri­mario. Tienen moderadas cantidades de rutilo y algunos de estos cuerpos llevan algún mineral de Be (crisoberilo). A veces contienen áreas de reemplazamientos feldespáticos.

G.4.

Tipo .. 40 ... Cuerpos tabulares a lenticulares de escasa pótencia, raras veces superior al m. y que, con un gran desarrollo lateral, afloran de manera intermitente a lo largo de varios kilóme­tros. Sus principales características mineralógi­cas son su alto contenido en hematites y mucho más moderado en ilmenita, contenidos variables de moscovita y ausencia de minerales de uranio.

G.5.

Tipo «Cerro de la Sal". De morfología grosera­mente lenticular a ovoidal, presentan un grado de contaminación muy diverso, lo que se tra­duce en la aparición de cantidades variables de biotita y granate. No contienen, en cantidades significativas, minerales de U o Ti, pero sí algu­nas mineralizaciones de Be y muy esporádicas de Nb y Ta (columbotantalita).

E.t.

Tipo «50». Cuerpos con textura estromática, mar­cadamente tabulares, con un desarrollo lateral hasta hectométrico. Su mineralogía, muy banal, evidencia una escasa evolución. Tienen un fuer­te componente alumínico, fruto de una intensa interacción con el encajante, siendo por ello ri­cos en micas y granate.

E.2.

Tipo «Peña Grajera». Cuerpos tabulares, a veces, con estructuras «pinch and swell» (MENHERT,

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1968), más evolucionados que los anteriores. La contaminación del encajante es muy variable, manifestándose por la presencia de granates y micas. Presentan algunos procesos de reempla­zamientos tardíos con áreas de albitización. En ocasiones contienen moderados contenidos de berilo y fosfatos, principalmente apatito.

En general, salvo el tipo G.4., que se aparta bastante de los restantes, tanto desde un punto de vista textura( como mineralógico, se aprecia entre todos estos tipos de pegmatitas una rela­ción que marca una diferenciación progresiva de las mismas, más o menos paralela al aumento del nivel estratigráfico de emplazamiento. No obstante, hay un evidente salto cualitativo entre las pegmatitas de los tipos G.5. y las pertene­cientes al grupo E.

5. MINERALES DE BERILIO

5.1. Berilo

Desde un punto de vista genético, y también, co­mo más adelante veremos, composicional, los berilos de Sierra Albarrana se pueden integrar en dos tipos diferentes, según que su formación ocurra durante el proceso pegmatítico s.s. o en una etapa tardía como consecuencia, principal­mente, de la retrogradación del crisoberilo.

Los berilos del primer grupo que corresponden al tipo N (sin sustituciones significativas del Be y Al) de BAKANIN y BELOV (1962) y BAKANIN et al. (1967), son con mucho los más abundantes, constituyendo uno de los principales minerales accesorios en las pegmatitas de tipos G.4. y E.2.

Normalmente, constituyen monocristales idiomor­fos o agrupaciones policristalinas orientadas pa­ralelamente al eje c, que en conjunto muestran un contorno prismático hexagonal, también muy idiomorfo. En general (fig. 2) sus cristales desa­rrollan sólo las caras m (1010) y c (0001), y en raras ocasiones las s (1121) y u (2021). Estos cristales muestran siempre una pronunciada elon­gación paralela al eje c, con una relación longi­tud - diámetro que oscila entre 2 y 5. No obstan­te, esta relación puede ser más pequeña e inclu­so, en algún caso, menor que la unidad.

En muestra de mano aparecen turbios, aunque a veces presenten zonas con ligeras trasparen-

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Figura 2.- Berilo : Pegmatita de Peña Grajera. Nótese có­mo, además de las caras del prisma (1011) y pinacoide (0001) , se aprecian las piramidales p (1011) y s (1121).

cias. Contienen inclusiones de cuarzo, feldes­patos, mica y, muy esporádicamente, de pirita y óxidos de Fe y Ti.

En sección delgada son incoloros y sin pleo­croísmo alguno, no presentando alteraciones im­portantes, salvo ligeras sericitizaciones en los bordes y a favor de algunos planos de diaclasa.

Este tipo de berilo cristaliza durante toda la eta­pa pegmatítica, aunque la mayor tasa de creci­miento se efectúe en los primeros estadios, pre­cediendo a la cristalización generalizada de los feldespatos, siendo ésta la causa de su marcado idiomorfismo. No obstante, su nucleación y de­sarrollo puede continuar hasta estadios más tar­díos, en donde su crecimiento puede quedar cons­treilido por feldespatos, e incluso moscovitas, ya formados·

Estos berilos tienen siempre una capacidad de nucleación baja, por lo que la tendencia general implica que se formen escasos cristales en com­paración con otras fases minerales, si bien, siem­pre, de gran tamaño. En general, el crecimiento de estos cristales es continuo, siendo raras las formas esqueléticas. Sin embargo, en ocasiones se observan también algunos crecimientos dis­continuos que se ponen de manifiesto por la in­tercalación, dentro de los cristales del berilo, de placas o láminas de cuarzo, feldespato o micas, orientadas de manera concéntrica y paralela a las caras del prisma . Ello indica interrupciones

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temporales durante el crecimiento atribuibles, bien a una disminución del aporte de Be, o bien a un cambio local de las condiciones fisicoquími­cas necesarias para su cristalización, tan sensi­bles, según BEUSS et al. (1963), a la relación Na/ K de los fluidos pegmatíticos.

Las pegmatitas de tipo E.2. son las más ricas en berilo. Es muy común en las pegmatitas de Peña Grajera y parece que también lo fue en las de El Punto (D. HERNANDEZ, com. per.). Con menor abundancia aparece en las pegmatitas del Cor­tijo de la Segoviana, Admiración y otras de ca­racterísticas similares. En todas ellas forma cris­tales decimétricos, a veces de varios kilogramos , bastante idiomorfos, de coloración amarillenta, parda o verdosa que se forman en la zona inter­na de estos cuerpos, asociados a cuarzo, albita, feldespato potásico, moscovita, granate, turmal i­na y apatito.

En las pegmatitas de clase G.4 es menos fre­cuente, formándose exclusivamente sobre los en­claves peralumínicos de tipo E-3 , en donde cons­tituye cristales no tan idiomorfos como los an­teriores, de tamaños milimétricos o centimétri­cos que, ocasionalmente, han llegado a medir en secciones basales más de 20 cm. de diámetro. Siempre tienen coloración verdosa y están acom­pañados por cuarzo, albita, feldespato potásico, crisoberi lo, granate, turmalina, biotita , moscovi­ta, apatito, triplita, magniotriplita y accesorios.

El segundo tipo de berilo corresponde al tipo O (con sustituciones importantes del Al por Mg y Fe) de BAKANIN y BELOV (1962) y BAKANIN et al. (1967), y es muchísimo menos frecuente que el anterior, habiéndosele sólo observado en una pegmatita de tipo G.4. Normalmente forma agru­paciones politristalinas y microscópicas; cuan­do, ocasionalmente, éstas llegan a alcanzar al­gunos milímetros de tamaño, destacan , en mues­tra de mano, por su transparencia e intenso color azul, tratándose desde este punto de vista de pequeños cristales de «agua marina». Estas agru­paciones de contornos xenomorfos están consti­tuidas por un entramado de cristales columnares, bastante alargados respecto al eje cristalográfi­co c. En lámina delgada (de espesor aproximado e.l e 30 micras) estos cristales son incoloros y en nada pleocroicos a pesar de que, como luego ve­remos, contengan un alto contenido en Fe, he­cho que, según FONTAN y FRANSOLET (1982), es causa de pleocroísmo en berilos similares. No

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LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ~. - 587

contienen inclusiones de otros minerales y apa­recen asociados a cuarzo, albita, moscovita, clo­rita, crisoberilo, granate, turmalina y cloritoide . Las relaciones textura les de estos berilos con los minerales de su entorno sugieren un creci­miento a partir de la retrogradación del crisobe­rilo y quizá, en algún caso, por procesos de hi­drolización de berilos N.

5.2. Crisoberilo

El crisoberilo es un mineral mucho menos fre­cuente que el berilo, cuyo primer hallazgo en Es­paña tuvo lugar precisamente en estas pegmati­tas (GONZALEZ DEL TANAGO et al., 1984). Pos­teriormente, también ha sido encontrado en las pegmatitas del Cabo de Creus (MELGAREJO, 1990 e, in press). Su importancia cuantitativa den­tro del conjunto mineralógico de estas pegmati­tas es exigua, pero, sin embargo, el hecho de constituir, junto con el berilo, una de las princi­pales fases del sistema BeO - Al20 :i - Si02 - H20 (BASH), bien estudiado teórica y experimental­mente (BURT, 1978; FRANZ y MORTEANI, 1981 y 1984; BARTON, 1986) resalta su importancia, al contribuir a establecer las condiciones ter­mobáricas en las que se desarrollaron estas peg­matitas. En Sierra Albarrana este mineral apare­ce de dos maneras diferentes.

En el primer caso, p~gmatitas de tipo G.3, el crisoberilo, muy escaso, constituye monocrista­les xenomorfos, de color verde amarillento, trans­lúcido en muestra de mano, que están iritegra­dos en una roca de textura pegmatítica de gra­no milimétrico o mayor. El crisoberilo aparece asociado al cuarzo, feldespatos, moscovita y nun­ca a berilo, ausente, como ya hemos comentado , de este tipo de pegmatitas. De sus relaciones texturales parece desprenderse, a pesar de la escasez de muestras disponibles, que el crisobe­ri lo se formó durante la cristalización pegmatíti­ca en equilibrio con estos minerales . Debido a ello este yacimiento es asimilable al tipo B (VLASOV, 1964; BEUSS, 1966).

En el segundo caso, pegmatitas de tipo G.4, este mineral es, por el contrario, más abundante. Cons­tituye cristales muy idiomorfos, de tamaños mi­limétricos que raramente alcanzan el centíme­tro, de coloración verde clara a verde gris, más oscura que los del Complejo de La Coma. Se observan también macias de dos individuos se-

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gún un plano a 60º y macias de tres individuos interpenetrados. En todos los casos son carac­terísticas las estriaciones que presenta la cara ( 100) y su hábito ta bu lar debido al gran desarro-1 lo que suele alcanzar la cara a ( 100) sobre las restantes: s (120), r (130) y b (010). No obstan­te, en algunos casos, se han reconocido hábitos prismáticos por inhibición de la cara s y mayor desarrollo de las a y b, dando lugar a formas seudohexagonales. En todos los casos siempre predomina el crecimiento según los ejes Y y Z en detrimento del eje X (fig. 3).

Figura 3.- Crisoberilo : macla de tres individuos según el plano (130). La longitud del cristal del centro es de 8 cm.;

la matriz está constituida por cuarzo y feldespato.

En lámina delgada (fig. 4) no presenta anomalías ópticas, es incoloro y sin pleocroísmo, con un ángulo 2V qJe varía entre 68 y 72 grados. Su identificación estructural mediante difracción de rayos X, utilizando cristal único, fue realizada por GONZALEZ DEL TANAGO et al. (1984), obte­niéndose los parámetros: ao== 9.4052 + 0.0009 A; bo= S.465 + 0.001 A; co= 4.4237 + 0.0006 .A ; de los que resulta un valor para v = 227-7926 t\ª.

Con frecuencia aparece bastante diaclasado. En algunas ocasiones, sobre todo en aquel los indi­viduos que crecen en las áreas más periféricas, llega a observarse una cierta orientación parale­la a las estructuras planares que rodean la peg­matita (S2). En ocasiones, en los bordes y pla­nos de diaclasas, se observa crecimientos de

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Figura 4.- Crisoberilo: aspecto en lámina delgada. El cri­soberilo, de más relieve , está rodeado por cuarzo y clo­

rita.

moscovita, sin formación paralela de berilo; es de suponer que el Be libre o entra en la red de la moscovita, o lo que es más probable, es trans­portado a otros lugares para formar berilo . En los procesos hidrotermales postpegmatíticos el crisoberilo puede desestabilizarse total o parcial­mente y, como ya hemos señalado, su desapari­ción lleva implícita la formación de berilo O.

Este crisoberilo aparece exclusivamente ubicado en enclaves E-3, en la zona interna de la pegma­tita. asociado a cuarzo, feldespato potásico, albi­ta, biotita , moscovita y berilo; otros minerales que aparecen en su entorno son el granate clo­ritoide, clorita, magniotriplita y otros minerales accesorios. Es importante destacar de estas rela­ciones el equilibrio que se observa en los bor­des de los granos de cuarzo y crisoberilo, así

100

como su estrecha vinculación con el berilo. Aun­que no siempre, frecuentemente, el crisoberilo crece sobre los bordes del berilo, lo que parece sugerir que en estos casos se formó con poste­rioridad a éste (fig. 5). Desde un punto de vista genético este crisoberilo se formó indudable­mente en un ambiente algo más pobre en sílice que el del Complejo de La Coma y en un entorno decididamente más alumínico que aquél, lo que hace que este yacimiento encaje mejor en el ti­po c (VLASOV, 1964; BEUSS, 1966).

Figura 5.-Berilo "N " · Los trabajos mineros dejaron al des­cubierto esta sección, casi perpendicular al eje c , en un cristal de aproximadamente 40 cm . de diámetro. (Ob­sérvese la moneda). La parte periférica, de color gris, está parcialmente seudomorfizada por crisoberilo y cuar­zo, mientras que la parte central , de color blanco, perma-

nece inalterada.

5.3. Bertrandfta

La presencia de bertrandita en las Pegmatitas de Sierra Albarrana ha pasado desapercibida has­ta la fecha , sin duda a causa de su extremada rareza en las mismas. Ello es debido a que la formación de este mineral conlleva unas condi ­ciones termobáricas que no se dieron en la evo­lución de estas pegmatitas, debido a que, en ge­neral, éstas habían quedado ya definitivamente consolidadas, antes de llegar a las condiciones de estabilidad de este mineral, según la definen GANGULI y SAHA (1967). Sin embargo, ocasio­nalmente, ligado a procesos hidrotermales bas­tante tardíos en algunas cavidades de berilos

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Figura 4.-Crisoberilo: aspecto en lámina delgada. El cri­soberilo, de más relieve, está rodeado por cuarzo y clo­

rita.

moscovita, sin formación paralela de berilo; es de suponer que el Be libre o entra en la red de la moscovita, o lo que es más probable, es trans­portado a otros lugares para formar berilo. En los procesos hidrotermales postpegmatíticos el crisoberilo puede desestabilizarse total o parcial­mente y, como ya hemos señalado, su desapari­ción lleva implícita la formación de berilo O.

Este crisoberilo aparece exclusivamente ubicado en enclaves E-3, en la zona interna de la pegma­tita, asociado a cuarzo, feldespato potásico, albi­ta, biotita, moscovita y berilo; otros minerales que aparecen en su entorno son el granate. clo­ritoide, clorita, magniotriplita y otros minerales accesorios. Es importante destacar de estas rela­ciones el equilibrio que se observa en los bor­des de los granos de cuarzo y crisoberilo, así

100

como su estrecha vinculación con el berilo. Aun­que no siempre, frecuentemente, el crisoberilo crece sobre los bordes del berilo, lo que parece sugerir que en estos casos se formó con poste­rioridad a éste (fig. 5). Desde un punto de vista genético este crisoberilo se formó indudable­mente en un ambiente algo más pobre en sílice que el del Complejo de La Coma y en un entorno decididamente más alumínico que aquél, lo que hace que este yacimiento encaje mejor en el ti­po C (VLASOV, 1964; BEUSS, 1966).

Figura 5.-Berilo •N•. Los trabajos mineros dejaron al des­cubierto esta sección, casi perpendicular al eje c, en un cristal de aproximadamente 40 cm. de diámetro. (Ob­sérvese la moneda). La parte periférica, de color gris, e~tá parcialmente seudomorfizada por crisoberilo y cuar­zó, mientras que la parte central, de color blanco, perma-

nece inalterada.

5.3. Bertrandita

La presencia de bertrandita en las Pegmatitas de Sierra Albarrana ha pasado desapercibida has­ta la fecha, sin duda a causa de su extremada rareza en las mismas. Ello es debido a que la formación de este mineral conlleva unas condi­ciones termobáricas que no se dieron en la evo­lución de estas pegmatitas, debido a que, en ge­neral, éstas habían quedado ya definitivamente consolidadas, antes de llegar a las condiciones de estabilidad de este mineral, según la definen GANGULI y SAHA (1967). Sin embargo, ocasio­nalmente, ligado a procesos hidrotermales bas­tante tardíos en algunas cavidades de berilos

LAS PEGMATITAS GRANlllCAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4-589

alterados, se han formado pequeñas drusas de agregados policristalinos de bertrandita, en don­de este mineral cristaliza junto con moscovita y cuarzo. Estos agregados están constituidos por individuos tabulares muy incoloros e idiomorfos, de tamaños hasta milimétricos. Su difractometría de rayos X no muestra ninguna anomalía.

6. CRISTALOOUIMICA DE LOS MINERALES DE BERILIO

6.1· Berilo

Después de los trabajos de ~AKANIN y BELOV (1962), BAKANIN et al. {1967), GIBS et al. (1968), WOOD y NASSAU (1968), HAWTHORNE y CER­NY (19nJ y BROWN ·{ MILLS (1986), la estruc­tura del berilo se considera constituida por 'r!n edificio compuesto por anillos hexagonales de tetraedros de sílice que se disponen en planos perpendiculares al eje cristalográfico c, unidos por tetraedros y octaedros de BeO y A'203, .~e_s­pectivamente, constituyendo ambos la estructu­ra «Columnar» de este entramado. Este edificio da l1.1gar a una serie de "canales., paralelos al eje cristalográfico c, existiendo· dos vacantes no estequiométricas. Una ocupa el centro de los seis anillos de sílice (000), mientras que la otra queda debajo, entre dos planos consecutivos de tales anillos (00 \l.i ), con unos diámetros apro­ximados de 2,8 A y 5.1 A, respectivamente (WOOD y NASSAU, 1968).

De ello se deduce la fórmula teórica del berilo (BAKANIN y BELOV, 1967): AbBe3SiuOrn n(H20, R) o de un modo más genérico: M2T13T2s0rn n(H20, R), en donde "M,, representa los cationes en coordinac;)ón octaédrica (Al, Cr, Feª+. Fe2+. Mg, Zn, etc.); «T1» los cationes en coordinación te­traédrica (Be, Li y en menor medida Al); «T2» los de coordinación tetraédrica en anillos (gene­ralmente Si y en algunos casos Al) y finalmen­te "R" los cationes de carga débil y radio ióni­co grande (Na, Ca, K, Rb y Cs) que pueden ocu­par las posiciones en los canales anteriormente señalados.

La cantidad y clase de estas sustituciones ha sido a menudo utilizada para clasificar a este mineral e incluso correlacionarlo con su ambien­te genético: BAKANIN y BELOV (1962), STAATZ et al. (1965); BEUSS (1966), BAKANIN et al.

101

(1967). CERNY (1975), HAWTHORNE y CERNY ( 1977).

En las tablas 2 y 3 se muestran análisis de berilos de Sierra Albarrana, efectuados median­te microsonda electrónica. En estos análisis los contenidos en Cr, Ti, Ba, P, S y F han resultado siempre irrelevantes y como en la mayoría de los casos se encuentran por debajo de los lími­tes de detección de esta técnica, no se ha con" siderado útil incluir sus resultados. Sólo el Cr203 en el berilo 2.4 alcanzó un valor de 0.12 por 100 y el Ti02 en el 12 el 0-11 por 100.

La elección de este método analítico, necesario para reconocer zonados químicos, no nos ha per­mitido conocer los contenidos en Li, Be y H20, ni la relación Feª./Fe2

•• No obstante, algunos de estos valores, al menos, pueden ser estimados, En efecto, como en su momento señalamos, las pegmatitas formadas a gran profundidad, como ocurre en nuestro caso, llevan implícito siem­pre una acusada esterilidad en Li (CERNY, 1975). Este antagonismo siempre ha quedado confir­mado en las pegmattias de Sierra Albarrana, tanto en los análisis sistemáticos que se han realizado para la determinación de este elemen­to, en minerales receptores del mismo, princi­palmente moscovitas y biotitas, como por la in­existencia de fases minerales prop·ias de Li (si­licatos y fosfatos de Li en general).

El hecho de que no existan sustituciones del Be por el Li, al menos en cantidades significativas, nos permite tener una idea del contenido en Be y estimar la fórmula estructural. Las posibles sustituc·iones del Si por el Al, o del Be por el Al en posición T1 que indican BROWN y MILLS (1986), así como del Si por el Be o Al que se­ñala SHATSKY et al. (1981) en posición T2 y la posible presencia de algunos cationes poco fre­cuentes como Cu y V en posiciones T1 y T2, respectivamente, por ser siempre de poca con­sideración, no parece que puedan introducir errores que alteren significativamente estas es­timaciones.

El cálculo de la fórmula estructural se ha rea­lizado en base a 18 oxígenos, partiendo del su­puesto de que Si+ Be es 9 (SCHALLER et al., 1962). La aproximación que produce el método es aceptable y ha sido cotejada con análisis de berilos de otros autores, en donde el valor del BeO se conocía "ª priori" y en los que, como

7-1

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4-590 J. GONZALEZ DEL TANAGO

TABLA 2 Análisis de berilos «N»

2.1 2.4 2.7 2.9 3.1 3.8 4 5 6 7 --- ---- --- ----- --- --- --- --- -----

Si02 ... ... ... ... ... ... 66.38 67.54 67.44 67.58 67.15 67.59 65.91 66.64 66.51 65.96 66.03 BeO * ... ... ... ... ... . .. 13.71 13.01 12.94 12.94 12.91 14.29 14.38 13.88 13.87 13.97 13.86 Al203 ... ... ... ... ... ... 17.95 17.26 17.22 17.26 17.35 19.08 17.37 18.70 18.56 18.57 18.55 Feo (t) ... ... 0.32 0.32 0.27 0.19 0.16 0.33 0.18 0.21 0.13 0.35 0.09 MnO ... ... ... ... o.o 0.10 0.04 o.o o.o 0.15 0.04 0.01 o.o o.o o.o MgO ... ... ... ... ... 0.38 0.13 0.12 0.11 0.04 0.03 o.o o.o 0.07 0.06 0.06 CaO ... ... ... ... ... 0.08 o.o 00 0.05 0.03 0.01 o.o 0.02 0.07 0.19 0.23 N~O ... ... ... ... ... 0.29 0.19 0.20 0.19 0.12 0.15 0.11 0.06 0.21 0.14 0.09 K20 ... ... ... ... ... o.o o.o o.o o.o 0.01 o.o O.O 0.02 O.O o.o O.O

Fórmulas estructurales en base a 18 oxígenos

Si ... ... . .. ... ... ... . .. 6.01 6.15 6.16 6.16 6.16 5.97 5.91 6.0 6.0 5.97 5.98 Be* ... ... ... ... ... ... 2.99 2 85 2.84 2.84 2.84 3.03 3.09 3.0 3.0 3.03 3.02

Al ... ... ... . .. ... ... . .. 1.92 1.85 1.85 1.86 1.88 1.99 2.05 1.98 1.97 1.98 1.98 Fe3• * ... ... ... ... ... ... 0.02 0.01 0.02 Fe2• ... ... ... ... . .. ... 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Mn ... ... ... . .. ... .. . ... ... 0.01 0.01 Mg ... ... ... ... ... . .. . .. 0.05 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01

Ca ... ... ... ... ... ... . .. ... 0.01 0.01 0.02 0.02 Na ... ... ... ... ... ... ... ... 0.05 0.03 0.04 o 03 0.02 0.03 0.02 0.01 0.04 0.02 0.02 K ... ... ... ... ... ... . .. ... . Valores estimados. NOTA.-La cifra decimal en el número del cristal medido indica el alejamiento relativo del análisis respecto al núcleo.

TABLA 3 Análisis de berilos «O•

8 9 10.1 10.5 10.8 11 12 --- -------

Si02 ... ... ... ... . .. . .. . .. ... 67.75 68.75 63.Ó 64.00 63.99 64.32 64.15 BeO * ... ... ... ... ... ... . .. . .. 13.16 13.66 13.41 13.24 13.27 13.42 13.34 Al203 ... ... ... ... ... ... . .. . .. 15.40 15.19 14.39 14.73 14.60 15.65 14.68 FeO (t) ... ... ... . .. . .. ... ... 1.57 2.63 2.92 2.72 2.52 1.91 2.60 MnO ... ... ... . .. . .. ... .. . ... 0.05 0.16 0.25 0.23 0.32 0.19 0.10 MgO ... ... ... ... ... ... . .. ... 1.15 1.46 1.60 1.64 1.48 1.30 1.60 CaO ... ... ... ... . .. . .. ... ... 0.01 0.02 O.O 0.06 0.05 0.03 0.05 Na20 ... ... ... ... ... ... . .. ... 1.34 1.48 1.76 0.8 1.48 0.86 1.08 K20 ... ... ... ... ... ... O.O O.O 0.04 O.O O.O O.O o.o

Fórmulas estructurales en base a 18 oxígenos

Si ... ... ... ... ... ... 6.14 6.09 S.96 6.01 6.01 6.00 6.00 Be* ... ... ... ... ... ... ... ... 2.86 2.91 3.04 2.99 2.99 3.00 3.00

Al ... ... . .. . .. ... ... ... ... 1.64 1.59 1.60 1.63 1.62 1.72 1.64 Fe3+ • ... ... ... ... ... ... ... 0.04 0.14 0.16 0.21 0.15 0.15 0.20 Fe2• ... ... ... ... ... ... ... ... 0.08 O.OS 0.07 O.OS Mn ... 0.01 0.02 0.02 0.03 0.02 0.01 Mg ... ... ... ... ... 0.16 0.19 0.23 0.23 0.21 0.18 0.22

Ca ... ... ... ... 0.01 0.01 0.01 Na ... ... ... ... ... ... 0.24 0.25 0.32 0.15 0.27 0.16 0.20 K ... ... ... ... ... ... ...

• Valores estimados. NOTA.-La cifra decimal en el número del cristal medido indica el alejamiento respecto al núcleo.

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4-591

en nuestro caso, los contenidos de Li eran in­significantes. Igualmente se puede seguir otro cálculo para conocer la fórmula estructural del berilo que conduce a resultados similares, al considerar también en base a 18 oxígenos, que la suma de los cationes en coordinación octaé­drica es 2 (FRANZ et al., 1986). La utilización de este segundo método proporciona, en gene­ral, valores similares aunque con contenidos de Be ligeramente más bajos, que una vez recalcu­lados como BeO producen resultados peores si los comparamos con análisis en donde el BeO fue calculado como tal.

Desde un punto de vista geoqu1m1co, la simple contemplación de estos análisis confirma la existencia de dos poblaciones diferentes de be­rilo, sin que entre las mismas existan términos intermedios que indicaran una evolución transi­cional entre ambas. Los 11 primeros análisis (tabla 2) ,corresponden a berilos N; de entre es­tos, los números 1, 2, 3 y 4 corresponden a otros tantos berilos de pegmatitas del tipo E.1 (Peña Grajera y Segoviana), mientras que los 5, 6 y 7 pertenecen a berilos de pegmatitas del tipo G.4, con crisoberilo. Los restantes análisis, 8, 9, 10, 11 y 12 (tabla 3) pertecen a berilos del tipo O, pertenecientes a pegmatitas de tipo G.4-

Dentro de los berilos N, en primer lugar hay que señalar la similitud composicional entre to­dos ellos, a pesar de pertenecer a pegmatitas de diferentes tipos e incluso de haberse gene­rado en diferentes ambientes geoquímicos (domi­nios feldespáticos los berilos 1, 2, 3 y 4 y encla­ves peralumínicos los 5, 6 y 7). Ni la aluminosi­dad del medio de crecimiento (aunque teniendo siempre en cuenta que se trata de ambientes saturados en Si), ni la mayor disponibilidad en el mismo'; de determinados elementos como el Fe y Mg; parece que tengan un reflejo demasia­do significativo en la composición de estos be­rilos, propios de la etapa pegmatítica s.s.

Como se puede apreciar en todos ellos, sus com­posiciones son cercanas al valor teórico de este mineral, con un contenido en Al próximo a 2 . Los contenidos en Fe, Mn y Mg son bajos, lo que indica que apenas contienen sustituciones en posición "M". Por otro lado, el escaso con­tenido en Na, K, Ca y presumiblemente en Cs (dadas las características genéticas de estas pegmatitas y teniendo en cuenta las mismas consideraciones que establecimos para el Li) su-

103

giere que estos berilos sólo contienen modera­das cantidades de cationes en posición "R ".

En los berilos 2 y 3 se han realizado análisis en diferentes partes de un mismo cristal, encontrán­dose en ambos casos débiles zonaciones compo­sicionales. Se observa siempre una pequeña pero significativa disminución del contenido de Fe, Mn y Mg hacia el borde de cada cristal. Ello, quizá obedezca al fuerte empobrecimiento que sufren los fluidos pegmatíticos en cationes ferromagne­sianos conforme avanza el proceso de cristaliza­ción, por irse individualizando fases que, como el granate y biotita, acaparan estos cationes. Igualmente se observa una ligera disminución, de centro a borde, en el valor del Na, compensada en algunos casos (berilo 5) por un aumento del contenido en Ca. Esta disminución paralela en los álcalis, paradójicamente, en un medio cada vez más rico en ellos, se puede explicar, como luego veremos, por la vinculación que tiene la entrada de cationes en posición «R», con los des­equilibrios de carga que se producen a causa de las sustituciones del Al 3

• por cationes bivalentes. Este tipo de zonado es contrario al que encuen­tran FRANZ et al. (1986). en donde la entrada de cationes ferromagnesianos aumenta hacia el bor­de del cristal.

Por último, el análisis número 4 corresponde a un berilo originado durante un reemplazamiento tardipegmatítico. Su bajo contenido en ferromag­nesianos es similar al correspondiente al borde de los berilos anteriores, acentuándose la dismi­nución del Na, parcialmente compensada por un tímido aumento en el contenido de Ca. En estos casos, parece lógico suponer que debe tener lu­gar una moderada entrada de agua en posiciones no ocupadas por estos álcalis.

La siguiente población de berilos (8 al 12, ta­bla 3) está constituida por berilos O, retrógrados, que o bien crecen sobre crisoberilos o bien sin una relación inmediata con este mineral, aunque siempre con un carácter tardío y desconectado del proceso pegmatítico. De su composición quí­mica llama la atención sus contenidos más bajos en Al, compensados por su relativa riqueza en elementos ferromagnesianos que llegan a cons­tituir hasta un 4 por 100 de su peso total. Igual­mente se observa unos altos valores en Na que alcanzan hasta 1-76 por 100 de su peso total. En todos ellos sus contenidos en MnO y CaO son bajos, mientras que el de K20 es siempre irrele-

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4-592 J. GONZALEZ DEL TANAGO

vante. En este sentido se trataría de berilos só­dicos, similares al tipo 111 de Correia Neves et al. (1984).

Al objeto de tener una idea más precisa de estas relaciones se han calculado los coeficientes de correlación intereelmentales, cuyos resultados se muestran en la tabla 4. Se puede apreciar la fuer­te dependencia que tienen entre sí: Al, Fe, Mn,

Mg y Na. Por el contrario, el Si no presenta una correlación significativa con ningún elemento, co­mo corresponde al papel neutral que juega en las sustituciones de la posición «M». El Ca pre­senta una correlación aparentemente muy baja, incluso con el Na; ello parece indicar, a primera vista, que la entrada de este catión en posición "R" no está controlada por los mismos factores

TABLA 4 Berilo. Coeficientes de correlación

Si Al ---

Si ... ... ... . .. . .. . .. . .. 1 Al ... ... ... ... ... ... ... -0.15 1 Fe ... ... ... ... ... ... ... -0.17 -0.93 Mn ... ... ... ... ... ... ... ... -0.24 -0.66 Mg ... ... ... ... ... ... . .. . .. -0.12 -0.95 Ca ... -0.41 0.14 Na ... ... . .. . .. ... ... ... ... -0.07 -0.93

que influyen en las relaciones entre el Al y Fe, Mn, Mg y Na. De todas formas hay que tener en cuenta que el cálculo de los factores de correla­ción del Ca puede resultar relativamente afecta­da cuando se utilizan valores catiónicos tan ba­jos como en este caso. En este sentido, si ma­nejáramos óxidos en vez de cationes, como por ejemplo hace FRANZ et al. (1986), las correlacio­nes del CaO con respecto a los demás óxidos in­volucrados se situarían en torno al 0.5 de valor medio. Por otra parte, valores bajos de CaO como los que contienen estos berilos, pueden estar su­jetos a errores analíticos, dado el método segui­do, que podrían desvirtuar el tratamiento mate­mático. No obstante, no puede descartarse que el contenido de Ca de los berilos venga también determinado por la solubilidad local de este ele­mento y, por consiguiente, de su disponibilidad en los fluidos pegmatíticos.

Las anteriores relaciones se visualizan en los dia­gramas binarios de las figuras 6, 7 y 8 en donde se han utilizado los valores catiónicos por ser los que pueden dar mejor idea del grado de este­quiometría del mineral. En todos los casos se observa siempre, y muy claramente diferencia­dos, las dos poblaciones de berilos que existen en estas pegmatitas.

104

Fe Mn Mg Ca Na ---

1 0.80 1 0.99 0.77 1

-0.02 --0.04 -0.01 1 0.93 0.70 0.93 -0.12

2.1

2.0 .. t.

1.9 ..

<( 1.8

1.7

1.6 ·~ o ~.

1.5 o.o 0.1

1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6

Fe + Mn + Mg

Figura 6.-Diagrama: Al, vs. Fe+Mn+Mg. Triángulos, iJe­rilos N; círculos, berilos O.

En el diagrama de cationes en posición «M»: Al, vs. Fe + Mn + Mg (fig. 6) la regresión lineal pro­porciona la ecuación:

Al=1.97-0.81 * (Fe+Mn-f Mg)

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAflA): MINERALIZACIONES ... 4-593

2.1

2.0 • . . 1.9 \

. .. <( 1.8

o 1.7

o 1.6 o o

Q.1 0.2 0.3 0.4 0.5 Na + K + Ca

Figura 7.-Diagrama: Al, vs. Na+K+Ca. Triángulos, beri­los N; círculos, berilos O.

0.5...,

j ~

~0.41

+ i -;

0.3 e

¿

+ 0.2 Q)

LL

0.1 / ', .... .. .........

/

o

o

/ /

/

¡· o

I

o

o.o ~·;......~-r-........--.-.-r-~--r-1r-T"...-r-r-r-r-.-r-r-r-i o.o 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5

Na + K + Ca

Figura 8.-Diagrama: Fe+Mn+Mg, vs. Na+K+Ca. Trián­gulos, berilos N; círculos, berilos O.

que dice de la relativa bondad del cálculo y es­tequiometría de estos berilos con un valor para el A muy próximo a 2 si no existieran estas sus­tituciones-

El diagrama: Al, vs. Na+Ca (fig. 7) señala que

105

la disminución del Al va acompañada por un au­meno proporcional de cationes en posición "R». La regresión lineal de la forma:

Al= 1.99- 1.45 * (Na+Ca)

indica que la cantidad de cationes en pos1c1on "R" tiende a cero cuando el número de catio­nes del Al tiende a 2, o dicho de otro modo, cuan­do las sustituciones en posición M tienden a desaparecer.

Por último, la regresión lineal de los valores del diagrama: Fe+Mn+Mg, vs. Na+Ca (fig. 8) pro­porciona la ecuación:

Fe+Mn+Mg=-0.01+1.7 * (Na+Ca)

que confirma, bien a las claras, la relación que existe entre las sustituciones en posición "M" y la entrada de cationes en posición •R».

Todas estas consideraciones sugieren, de acuer­do con FRANZ et al. (1986), que los cationes en posición ·R" entran en la estructura de estos berilos, equilibrando la pérdida de carga que su­pone la sustitución del Al por cationes bivalentes según el esquema:

Alª·cvn + o ~-~ M2·cvn + Na2• + 1 ;2ca2+

Si estos intercambios no tuvieran otras connota­ciones, es evidente que la relación entre el nú­mero de cationes en posición "M" y "R" tendería a ser 1, pero, sin embargo, vemos que esto no sucede. El diagrama de la figura 8 y la regresión lineal de sus valores es bien explícito al respecto, indicando que existe un evidente déficit de catio­nes en posición «R» respecto a los que entran en posición «M». Dicho de otra forma, existe un aparente desequilibrio de carga, al entrar menos cationes en posición "R" que los que teóricamen­te deberían entrar para compensar la pérdida de carga que supone la sustitución del Al por catio· nes bivalentes. BEUSS (1966) sugiere que en este caso el Fe debe de actuar como Feª• en vez de hacerlo, como es más habitual en el berilo, como Fe2+. tendiendo de este modo a compensar el des­equilibrio de carga existente. En las tablas 2 y 3, en base a esta hipótesis, se han estimado los con­tenidos de Feª• de estos berilos. destacando la relativamente alta relación Feª+ /Fe2

• en los beri­los O.

Berilos con contenidos de ferromagnesianos del 4.69 por 100, con todo o una gran parte del hie-

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rro actuando como Feª• han sido señalados por SHALLER, 1962 (berilos de color azul) y con con­tenidos de Fe20a hasta 2-57 por 100, por SHASKIY (1981); igualmente, FONTAN y FRANSOLET (1982) estudian un berilo con un 3.23 por 100 de Fe20a y apenas un 0.22 por 100 de FeO relacionando además el color azul de los mismos con su alta relación Feª' /Fe2

'. Todo ello parece sugerir que el color azul de los berilos O de Sierre Albarra­na se debe a su alto contenido en Fe y probable­mente como Feª•.

Los diagramas triangulares de las figuras 9, 10 y 11 ayudan a completar la visualización de estas relaciones. En los dos primeros se observa cómo la sustitución del Al por Fe y Mn (fig. 9) o por Mg (fig. 10) lleva implícita la entrada simultánea de cationes .. R "; en el diagrama de la figura 11 lo que se manifiesta es la existencia de un mayor número de sustituciones a cargo de Fe-!- Mn en comparación con Mg, de tal forma que la rela­ción (Fe+ Mn)/(Fe + Mn + Mg) viene a quedar próxima a 0.59. Ello parece indicar, bien una ma­yor receptividad del berilo hacia el Fe con res­pecto al Mg dado que los valores del Mn ape­nas cuentan en el conjunto Fe+ Mn, o bien., y esto es lo más lógico, que esta relación venga impuesta por consideraciones termodinámicas al cristalizar simultáneamente otras fases ferromag­nesianas.

Al 1.0 1.0

0.8 ; o 0.8

ªº 0.6 0.6

0.4 0.4

0.2

o.o o.o ~ .......... -.....----,.-~---..--r--r---r--r--Y

o.o 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 Fe+Mn Na+K+Ca

Figura 9.-Diagrama: Al; Fe+Mn; Na+K+Ca. Triángulos, berilos N; círculos, berilos O.

106

Al 1.0 1.0

0.8 ~

0.8

o

o.s 0.6

0.4 0.4

0.2 0.2

o.o o.o o.o 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

Mg Na+K+Ca Figura 10.-Diagrama: Al; Mg; Na+ K+ Ca. Triángulos, beri­

los N; círculos, berilos O.

Na + K + Ca

o.o o.o 0.2 0.4 0.6

Fe + Mn

Figura 11.-Diagrama: Na+K+Ca Fe+Mn; Mg. Triángu­los, berilos N; círculos, berilos O.

6.2. Crisoberilo

En la tabla 5 se muestran los análisis de cinco crisoberilos. Los análisis realizados por micro­sonda electrónica no nos han permitido determi­nar el contenido en Be. No obstante, se puede estimar el contenido de este elemento por este­quiomtría, al tratarse de un mineral anhidro que

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4-595

no parece presentar demasiadas sustituciones. Todos los análisis muestran una relativa unifor­midad y simplicidad, sólo alterada por los conte­nidos de Fe (como FeO total) próximos al 1 por 100. Este elemento debe entrar en la estructura

del crisoberilo, lógicamente, como Feª• sustitu­yendo al Al.

Por otra parte, en estos crisoberilos no se obser­van zonados ópticos ni composiciones (crisoberi­los 1 y 3).

TABLA 5 Análisis de crisoberilos

1.2

SiOi ................. . Al203 ••• ••• ..• ••• ... 81.10 FeO (total) . . . . . . . . . . . . 0.99 MnO ................. . MgO ....................... . CaO ... ... ... ... ... ... ... ... ... 0.01 N~ ....................... . K20 .......................... . TiOa .................... . Cr20a ....................... .

1.8

81.07 1.13

o.os

2 3.1

78.09 80.91 0.67 0.81

0.04 0.09 0.02

0.02 0.01

0.09

3.3 3.6 3.9 4 5 ---

80.46 78.17 78.84 79.72 79.77 0.78 0.75 0.71 1.05 1.14

0.03 0.03 0.03

0.09 0.08

Fórmulas estructurales en base a 14 oxígenos

Al ... ... ... ... ... ... ... 2.04 Be• ... ... ... ... ... ... ... 0.94 Fe3+ ... ... ... ... ... ... ... ... ... 0.02 Mn .................... . Mg .................... . Ti ................. . Cr ................. .

• Valores estimados.

2.04 0.94 0.02

1.94 1.02 0.01

2.04 0.95 0.01

2.02 0.97 0.01

1.95 1.03 0.01

1.97 1.02 0.01

2.00 0.98 0.02

2.00 0.98 0.02

NOTA.-La cifra decimal en el número del cristal medido indica el alejamiento relativo del análisis respecto al núcleo.

7. MINERALOGENESIS DEL BERILIO

7.1. Berilo

La mayó'ría de los yacimientos de berilo están re­lacionados con fluidos residuales. asociados a la consolidación de granitos (VLASOV, 1964; SMIR­NOV, 1976; BURT, 1982), formando parte de peg­matitas de las clases 1 y 11 (GUINZBURG, 1979). Sin embargo, el berilo también puede formar par­te de rocas metamórficas asociado a procesos metasomáticos o a pegmatitas de origen migma­títico. GERHARD et al. (1984), FRANZ y MORTEA­NI (1984). FRANZ et al. (1986), BUSHLYAJOV y GRIGORIYEV (1988), GRUNDMANN y MORTEANI (1989), GUILIANI et al. (1990a) y GIULIANI et al. (1990b).

La cristalización de berilo en exceso de sílice

107

y suficiente presión de H20 no presenta proble­ma alguno en las condiciones de formación de las pegmatitas de Sierra Albarrana. Según BEUSS (1963 y 1966). PETROV (1973) y EUGSTER (1985) la formación de berilo en las pegmatitas graníti­cas se debe a la tendencia del Be a formar com­plejos con determinados elementos volátiles, principalmente flúor, que se concentran en los fluidos silicatados residuales; la posterior alcali­nización de estos fluidos, y si la concentración de Be en estos complejos es suficiente, dará lugar a la precipitación de berilo. La razón por la que el berilo, a diferencia de la turmalina, sólo se forma dentro de la pegmatita y nunca en las aureolas metasomáticas del exocontacto, como se mani­fiesta en Sierra Albarrana, hay que buscarla pro­bablemente en esta afinidad del Be para formar

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complejos con el F. Así, dada la afinidad del F con la fase silicatada (MANNING y PICHAVANT, 1983; PICHAVANT y MANNING, 1984), el Be per­manece mayoritariamente en esta fase y apenas en la acuosa, causante del metasomatismo.

En Sierra Albarrana no se han encontrado mine­rales específicos de Be fuera de las pegmatitas, por lo que la fuente original del Be para los be­rilos N debe buscarse en ciertas fases minera­les que, como las plagioclasas y micas, admiten en su estructura pequeñas cantidades de Be (PE­TROV, 1973) e incluso en granates (BEUSS, 1966). La fusión parcial de niveles de esquistos con cierta concentracióri de tales minerales produci­rá la incorporación del Be a los fluidos migma­títicos, concentrándose el Be en los de más tar­día cristalización que darán lugar a las pegmati­tas graníticas . Sin embargo, el hecho de que el berilo y en general los minerales específicos de Be sól-0 aparezcan en determinadas clases de peg­matitas, sugiere que este elemento debe tener una distribución desigual dentro de las rocas me­tamórficas de Sierra Albarrana. Concentraciones relativamente altas de Be, en ciertos materiales metamórficos, han sido encontradas, por ejemplo, en anfibol itas (BUSHLYAKOV y GRIGORIYEV, 1988). Por otra parte, anoma 1 ías de Be en deter­minados niveles estructurales asociados, a veces, a procesos tectónicos , han sido reconocidas por FRANZ et al. (1986) y KUBOVICS et al. (1989), por lo que la existencia· en Sierra Albarrana de niveles con diferentes contenidos de Be no cons­tituiría ninguna novedad. La posibilidad de que sea el F quien controle este proceso selectivo parece razonable; sin embargo, la presencia de fluorapatito (mineral que recoge la mayoría del F en estas pegmatitas) no implica necesariamente la existencia de mineralizaciones de Be.

El berilo en ambiente saturado en sílice, como ocurre , normalmente, en estas pegmatitas, per­manecerá como fase estable durante todo el pro­ceso de consolidación de las mismas, dado que su campo de estabilidad cubre con mucho (BAR­TON, 1986; CEMIC et al., 1986) las condiciones a que estuvieron sometidos estos cuerpos desde su formación hasta su consolidación definitiva.

Solo en relación con fenómenos locales de reem­plazamiento se producen en los berilos N algu­nas albitizaciones y moscovitizaciones que con­ducen a la desaparición parcial o total del mis­mo. Cabe suponer que el Be excedentario se re-

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fugie , en estos casos, en las estructuras de la moscovita o pase a los fluidos residuales .

Por otra parte, la aparición exclusiva de minera­les de Be en los enclaves E-3 de una pegmatita de tipo G.4 y la ausencia de estos minerales en el resto de la misma, parece sugerir que el ori­gen del Be, en este caso particular, pudiera en­contrarse relacionado con la mineralogía prepeg­matítica de estos enclaves más que con los flui­dos silicatados, si bien la riqueza en minerales de Be en alguno de estos enclaves plantea la duda de si los berilos se han podido formar sólo a partir de los contenidos de Be de las micas o plagioclasas del enclave. Parece lógico pensar entonces que pudo existir algún otro mineral con altos contenidos de este elemento y a este res­pecto, si se confirmara la presencia de cordieri­ta prepagmatítica en estos enclaves, podría ser este mineral la fuente suplementaria del Be; la existencia de cordieritas ricas en Be es un hecho conocido (NEWTON , 1976; CERNY y POVONDRA, 1969; VRANA, 1979).

La formación de los berilos O no ofrece proble­ma alguno, originándose a partir de la retrogra­dación del crisoberilo (fig . 12), probablemente con formación paralela de moscovita, según la reacción esquemática:

2.25 Cb + 7.5 O + K + 1.5 H20 == 0.75 Be + Ms + H+

Este proceso sucede en una etapa tardía desco­nectada del proceso pegmatítico, en donde para­lelamente se producen otras reacciones: forma-

Figura 12.- Berilo .. Q,. : seudomorfosis parcial de un criso­berilos. Lámina delgada, x 25.

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complejos con el F. Así, dada la afinidad del F con la fase silicatada (MANNING y PICHAVANT, 1983; PICHAVANT y MANNING, 1984), el Be per­manece mayoritariamente en esta fase y apenas en la acuosa, causante del metasomatismo.

En Sierra Albarrana no se han encontrado mine­rales específicos de Be fuera de las pegmatitas, por lo que la fuente original del Be para los be­rilos N debe buscarse en ciertas fases minera­les que, como las plagioclasas y micas, admiten en su estructura pequeñas cantidades de Be (PE­TROV, 1973) e incluso en granates (BEUSS, 1966). La fusión parcial de niveles de esquistos con cierta concentración de tales minerales produci­rá la incorporación. del Be a los fluidos migma­títicos, concentrándose el Be en los de más tar­día cristalización que darán lugar a las pegmati­tas graníticas. Sin embargo, el hecho de que el berilo y en general los minerales específicos de Be sólo aparezcan en determinadas clases de peg­matitas, sugiere que este elemento debe tener una distribución desigual dentro de las rocas me­tamórficas de Sierra Albarrana. Concentraciones relativamente altas de Be, en ciertos materiales metamórficos, han sido encontradas, por ejemplo, en anfibolitas (BUSHLYAKOV y GRIGORIYEV, 1988). Por otra parte, anomalías de Be en deter­minados niveles estructurales asociados, a veces, a procesos tectónicos, han sido reconocidas por FRANZ et al. (1986) y KUBOVICS et al. (1989), por lo que la existencia en Sierra Albarrana de niveles con diferentes contenidos de Be no cons­tituiría ninguna novedad. La posibilidad de que sea el F quien controle este proceso selectivo parece razonable; sin embargo, la presencia de fluorapatito (mineral que recoge la mayoría del F en estas pegmatitas) no implica necesariamente la existencia de mineralizaciones de Be.

El berilo en ambiente saturado en sílice, como ocurre, normalmente, en estas pegmatitas, per­manecerá como fase estable durante todo el pro­ceso de consolidación de las mismas, dado que su campo de estabilidad cubre con mucho (BAR­TON, 1986; CEMIC et al., 1986) las condiciones a que estuvieron sometidos estos cuerpos desde su formación hasta su consolidación definitiva.

Solo en relación con fenómenos locales de reem­plazamiento se producen en los berilos N algu­nas albitizaciones y moscovitizaciones que con­ducen a la desaparición parcial o total del mis­mo. Cabe suponer que el Be excedentario se re-

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fugie, en estos casos, en las estructuras de la moscovita o pase a los fluidos residuales.

Por otra parte, la aparición exclusiva de minera­les de Be en los enclaves E-3 de una pegmatita de tipo G.4 y la ausencia de estos minerales en el resto de la misma, parece sugerir que el ori­gen del Be, en este caso particular, pudiera en­contrarse relacionado con la mineralogía prepeg­matítica de estos enclaves más que con los flui­dos silicatados, si bien la riqueza en minerales de Be en alguno de estos enclaves plantea la duda de si los berilos se han podido formar sólo a partir de los contenidos de Be de las micas o plagioclasas del enclave. Parece lógico pensar entonces que pudo existir algún otro mineral con altos contenidos de este elemento y a este res­pecto, si se confirmara la presencia de cordieri­ta prepagmatítica en estos enclaves, podría ser este mineral la fuente suplementaria del Be; la existencia de cordieritas ricas en Be es un hecho conocido (NEWTON, 1976; CERNY y POVONDRA, 1969; VRANA, 1979).

La formación de los berilos O no ofrece proble­ma alguno, originándose a partir de la retrogra­dación del crisoberilo (fig. 12), probablemente con formación paralela de moscovita, según la reacción esquemática:

2.25 Cb-t-7.5 O+K'-t-1.5 H20=0.75 Be+Ms+W

Este proceso sucede en una etapa tardía desco­nectada del proceso pegmatítico, en donde para­l~lamente se producen otras reacciones: forma-

Figura 12.-Berilo •Ü•: seudomorfosis parcial de un criso­berilos. Lámina delgada, x 25.

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAlilAJ: MINERALIZACIONES ... 4-597

ción de cloritoide, cloritización de biotita y pro­bablemente recristalizaciones de fosfatos prima­rios de Ca, Fe, Mg y Mn. Esto sugiere que el alto r.ontenido de estos berilos en ferromagnesia­nos sustituyendo al Al está, de algún modo, vin­culado a estas reacciones (de menor temperatu­ra que las desarrolladas durante el proceso peg­matítico s.s.), en donde los intercambios de ca­tiones ferromagnesianos son importantes. GER­HARD et al. (1984) encuentran que los berilos con altas sustituciones del Al están relacionados con procesos metamórficos o metasomáticos, frente a los berilos pegmatíticos s.s., casi exentos de ta­les sustituciones. Esto también sucede en Sierra Albarrana, en donde sólo los berilos de tipo O, asociados a procesos retrometamórficos con for­mación de cloritoide, contienen tales sustitucio­nes. Por otra parte la relación de este tipo de berilos y un ambiente rico en cationes ferromag­nesianos y de baja temperatura ha sido señalado para berilos similares por FONTAN y FRANSOLET (1982).

1.2-: Crisoberi/o

La formación del crisoberilo parece más comple­ja que la del berilo. El problema de su génesis en pegmatitas, frecuentemente asociado a silli­manita, ha merecido la atención de numerosos autores. DOSTAL (1969), en Marsikov, Checoslo­vaquia, encuentra el crisoberilo asociado a silli­manita en pegmatitas sincinemáticas emplazadas en gneises con biotita-hornblenda. HEINRICH y BUCHI (1969), después de estudiar las relaciones paragenéticas de este mineral en una serie de ya­cimientos, llegaron a la conclusión de que el cri­soberi lo se forma según la reacción:

~· ( 1) BeaA'2Si60rn + 2A'2Si0s berilo sillimanita

-~ 3BeA'204 + 8Si02 crisoberi lo cuarzo

o bien, a partir de soluciones hidrotermales alu­mínicas que reaccionan con un berilo preexis­tente.

(2) BeaAISi6010 + 3A'20a berilo sol. alumínica

-~ 3 BeA'204 + AbSi05 + 5Si02 crisoberilo sillimanita cuarzo

BURT (1978) estudió teóricamente el sistema

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BASH y llegó a la conclusión de que la rareza del crisoberilo se debe a que sólo se puede for­mar en pegmatitas emplazadas en esquistos de alto grado o en rocas ultrabásicas, teniendo en cuenta que este mineral, con una relación Be/ Al menor que el berilo, sólo puede ser estable en pegmatitas peralumínicas (contaminadas o subsa­turadas en sílice). FRANZ y MORTEANI (1981) establecieron experimentalmente las reacciones de formación del par crisoberilo y cuarzo a ex­pensas de berilo y de un s'ilicato que aportara el Al, concluyendo que la formación de crisoberilo sólo es posible en aquellas pegmatitas con berilo que hubieran sufrido con posterioridad a su for­mación un cierto metamorfismo progrado y de ahí, precisamente, la escasez de este mineral. FRANZ y MORTEANI (1984) estudiaron las con­diciones de formación del crisoberilo en dos loca­lidades típicas, proponiendo una serie de reac­ciones alternativas haciendo intervenir a un ma­yor número de fases minerales. Estos autores asumen que existe una fase acuosa que explica la ausencia final de feldespato potásico, albita o sillimanita, proponiendo para el crisoberilo de la pegmatita de Kolsva, Suecia, un aporte del alu­minio a partir del feldespato potásico, mientras que en el caso del crisoberilo de Marsikov, Che­coslovaquia, el aporte se realizaría desde la al­bita. Por otro lado encontraron, además, una de­pendencia entre los minerales de Be y la des­aparición de moscovita en régimen progrado, se­gún:

(3) Be+Ab+Ms+H20 ~ Cb+Sil+O+L

SOMAN y NAIR (1985) demostraron que la forma­ción del crisoberilo en presencia de C02 podía ser posible directamente, sin recurrir a este me­tamorfismo progrado de las pegmatitas con be­rilo, dado que este volátil al reducir la solubili­dad de la sílice permite que se formen fluidos residuales peralumínicos, condición necesaria, según hemos visto, para que se origine crisobe­rilo. BARTON (1986) destacó la importancia que los fluidos y álcalis tienen en el sistema BASH, cuantificando experimentalmente, entre otras re­acciones, la del par crisoberilo y cuarzo con di­ferentes presiones de H20.

En Sierra Albarrana las relaciones texturales en­tre el berilo y crisoberilo varían bastante. Así, mientras que algunos crisoberilos parecen indu­dablemente formados a expensas de un berilo an-

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terior, en otros la relación física entre ambos mi­nerales presenta, aparentemente, bordes netos con aspecto de equilibrio entre estos minerales; por último, en otros casos, el crisoberilo no tiene ninguna relación física con el berilo, como ocu­rre en la Pegmatita de La Coma, en la que el berilo está totalmente ausente de la misma. Todo ello sugiere una relativa diversidad de reaccio­nes formadoras del crisoberilo, que deben haber ocurrido casi desde los comienzos de la conso­lidación de estas pegmatitas hasta un estadio al­go más avanzado, siempre, obviamente, mientras las condiciones físicas se mantuvieron dentro del campo de estabilidad del par crisoberilo y cuar­zo, minerales que, en todos los casos, aparecen íntimamente asociados y en equilibrio.

La formación de crisoberilo a expensas de un berilo anterior podría teóricamente ser explica­do en estas pegmatitas por una reacción similar a la (1), faltando conocer qué tase alumínica apor­tó el Al necesario para la misma. La posibilidad de que esta fase fuera un silicato de aluminio s.s. (andalucita o sillimanita) parece poco probable pues tropieza con el inconveniente de que nunca se han encontrado estos minerales en las pegma­titas con crisoberilo, si bien es verdad que esto no prueba definitivamente la ausencia de estos minerales que podrían haber desaparecido por una posterior moscovitización debido a la alta actividad del potasio en las etapas pegmatíticas tardías. Esta aparente ausencia de sillimanita también invalidaría la reacción 2. Por todo ello parece más congruente pensar que el Al necesa­rio debió proceder de un feldespato (potásico, Kfs, o albita, Ab). según alguna de las reaccio­nes que proponen FRANZ y MORTEANI (1984):

(4) 1 Be+4Kts+4H' ~ 3Cb+40+ +14Si02 (Sol. ac.)+K·+2Hz0

(0.75Be+2Kfs=1.25 Cb-J-1.50-J-L)

(5) 1Be+4Ab+4H' ~ 3Cb+ +14Si02 (Sol. ac.)+4Na+~4H20

(Be+ Ab + H20 = Cb +O+ L)

La mayor cantidad de albita en el entorno de los crisoberilos parece sugerir un desarrollo más acusado de la reacción sódica, pero la presencia de feldespato potásico también hace posible la reacción potásica.

110

7.3. Bertrandita

La formación de bertrandita parece fuera de duda que tuvo lugar en una etapa tardía, siempre li­gada a la hidrólisis de un berilo anterior. Este hecho, poco frecuente en estas pegmatitas, se produjo (GANGULI y SAHA, 1967), según la re­acción.

4BeaAbSi6018+H20 ~ berilo

3Be4Si201(0Hh+8Ab0a+ 18Si02 bertrandita

en donde el Al y Si excedentarios forman cuarzo y moscovita (BARTON, 1986) y albita.

8. IMPLICACIONES DEL SISTEMA BASH (Be - Al - Si - H20) EN LAS PEGMATITAS DE SIERRA ALBARRANA

Ya hemos visto que las condiciones de estabili­dad de los minerales con Be en Sierra Albarra­na parecen indicar un primer estadio con berilo o eventualmente crisoberilo, y otro en donde el berilo pasa a crisoberilo y cuarzo. Posteriormen­te se puede neoformar berilo a partir del criso­berilo o bertrandita desde el berilo.

En la figura 13 se recopilan algunas reacciones del sistema BASH que afectan a estas pegmati­t~s. Se incluyen además, a efectos de integrar estas reacciones en un contexto más amplio, la curva de fusión mínima granítica de THOMPSON y ALGOR (1977), la del punto triple de HOLDA­WAY (1971) y la de formación de feldespato po­tásico y sillimanita a partir de moscovita y cuar­zo de HOLDAWAY y LEE (1977); igualmente se señala el punto triple según RICHARDSON (19.69) y se respeta el que señala BARTON (1986). Por otra parte, se superpone la trayectoria del meta­morfismo del núcleo de Sierra Albarrana deter­minado por GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1990), indicándose mediante trama puntea­da las condiciones en donde se desarrollan los episodios pegmatíticos.

Conviene señalar que no hemos encontrado da­tos sobre la influencia que, en las reacciones que nos ocupan del sistema BASH, pueden ejer­cer determinados volátiles que alcanzan una cier­ta importancia en estas pegmatitas (B, P y en al-

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAf'iAJ: MINERALIZACIONES ... 4- 599

'ºº 600

Tempereturo en "C

', I¡

4

3.

"6

7('('

1,.,

"'' + 'o

Figura 13:--Evolución presión - temperatura del núcleo de Sierra Albarrana; la zona punteada señala las condiciones de formación de las pegmatitas graníticas. 1. And - Ky -Sil (HOLDAWAY, 1971). 2. And - Ky - Sil (RICHARDSON, 1969). 3. Fusión mínima granítica (THOMPSON y ALGOR, 1977). 4. Ms+0=Sil+Kts+H20 (HOLDAWAY y LEE, 1977). 5. Bt+ Prl=Be+H20 (GANGULI y SAHA, 1967). 6. Be+ +Sil.Al.=Cb+O (FRANZ y MORTEANI, 1981). Restantes

curvas: BARTON, 1986.

Abreviaturas.-Si.AI., Silicatos de aluminio. Be, Berilo. Bt, Bertrandita. Cb. Crisoberilo. Restantes: KRETZ, 1982.

guna medida F). La razón del relativo antagonis­mo entre el B y el Be dentro ya de cada cuerpo pegmatítico ha sido comentada, pero ello no pa­rece afectar a las relaciones berilo - crisoberilo; tampoco hemos observado ninguna relación cla­ra con respecto al P, aunque sí cabe comentar la abundMcia de fases con P (triplita - magnio­tripita) en asociación con el crisoberilo de una de las pegmatitas.

De acuerdo con los trabajos de BU RT ( 1978), FRANZ y MORTEANI (1981 y 1984), SOMAN y NAIR (1986) y BARTON (1986) la mera presencia de crisoberilo en pegmatitas graníticas indica unas condiciones termobáricas de formación que sólo son alcanzadas por las pegmatitas de los ti­pos 3 y 4 de GINZBURG et al. (1979) o, de con­siderarse otros tipos de pegmatitas, debiendo recurrir a un metamorfismo postpegmatítico en facies de, al menos, anfibolitas, tratándose en­tonces de ortogneises y pegmatitas asociadas,

11 i

lo que no es, desde luego, el caso de Sierra Al­barrana.

El hecho de no haberse observado otras fases minerales con Be, como fenaquita o las denomi­naadas fases híbridas de FRANZ y MORTEANI (1981) parece sugerir, según estos autores, que la presencia de crisoberilo pegmatítico, en un medio con una relación entre la presión de agua y litostática obviamente próxima a la unidad, y con una alta actividad del Si, indica un despla­zamiento de las condiciones termobáricas desde una situación previa, a la izquierda de la curva 6, hasta una situación en donde el crisoberilo es estable en presencia de cuarzo. Este hipotético desplazamiento parece lógico pensar que sucede­ría por un aumento de la temperatura, toda vez que un aumento de la presión litostática parece descartable en Sierra Albarrana, por cuanto la tra­yectoria del metamorfismo indica que cuando se alcanzan las temperaturas de fusión parcial ha dado ya comienzo la etapa descompresiva gene­ralizada.

Sin embargo, es evidente que las condiciones que señalan FRANZ y MORTEANI (1981) para la formación de crisoberilo son muy inferiores a las mínimas de fusión parcial, necesarias para la for­mación de pegmatitas. No se nos escapa el hecho de que determinados volátiles (B, P, F, etc.) pue­den modificar a la baja estas exigencias, pero, aun así y todo, no es posible la formación de pegmatitas en las inmediaciones de la curva 6, al menos a las presiones litostáticas en las que transcurre este proceso en Sierra Albarrana; nó­tese que esto sólo sería posible a presiones por debajo de los 2 Kb., prácticamente en el campo de estabilidad de la andalucita. En este orden de ideas, si aceptamos como válidos los trabajos de FRANZ y MORTEANI (1981), la única hipótesis posible que podría explicar la formación de cri­soberilo a partir de un berilo anterior, pasaría por considerar que una serie de fluidos pegmatíti­cos, generados en ambiente apropiado, se empla­zaron y consolidaron en niveles superiores más fríos, en donde aún no se habría llegado a alcan­zar las condiciones de estabilidad del crisoberilo (esto es, en torno a los 550-600º C), formándose por ello berilo; posteriormente, cuando en estos niveles se llegara a alcanzar el pico térmico, se podría rebasar la curva 6 formándose entonces crisoberilo y cuarzo. Esta hipótesis que implica el emplazamiento de estas pegmatitas con berilo

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primario a no menos de 3.000 ó 4.000 m. (1 Kb·, aproximadamente) por encima del lugar de ori­gen de los fluidos pegmatíticos fue sustentada por GONZALEZ DEL TANAGO y PEINADO (1984). cuando todavía no se conocían los trabajos de BARTON (1986). Sin embargo, parece poco facti­ble que en las circunstancias geológicas de Sie­rra Albarrana, unos fluidos pegmatíticos puedan desplazarse libremente, sin llegar a cristalizar, tanta distancia en sentido vertical, teniendo en cuenta la geometría de F2 tan proclive a los ac­cidentes con bajo ángulo de buzamiento.

Por otro lado, de acuerdo con BARTON (1986), la formación conjunta de crisoberilo y cuarzo, su­poniendo, lógicamente, una P(H20) igual a la pre­sión litostática, implica, para las presiones de 4.5 Kb que nos ocupan, temperaturas mínimas algo superiores a los 700º C (aproximadamente, 715º C). Es evidente que estas temperaturas es­tán más de acuerdo con las condiciones del me­tamorfismo del encajante, aun superándolas li­geramente, que las que proporcionan los traba­jos de FRANZ y MORTEANI (1981).

Como ya hemos señalado, la propia manera de aparecer el crisoberilo dentro de estas pegma­titas, a veces a partir de un berilo anterior, y en ocasiones sin berilo asociado, parecen indicar que la formación de este mineral no siempre obe­dece a la misma pauta. Por otro lado hay un he­cho relevante que conviene resaltar y es el que en dos pegmatitas colindantes, Cerro de la Sal y Peña Grajera, ambas con berilo, sólo una con­tenga crisoberilo. Aunque entre ambos cuerpos se interpone un accidente tectónico, éste parece de escasa importancia y las características petro­lógicas de ambos encajantes no evidencian, en absoluto, que exista un salto metamórfico signi­ficativo entre ellos. Esto implica el que ambos cuerpos se tuvieron que formar en unas condi­ciones termobáricas similares, lo que sugiere, o bien que tales condiciones estaban muy próximas a la curva de estabilidad del crisoberilo y cuar­zo, o que otros factores, independientemente de la temperatura, pudieron controlar la formación del crisoberilo.

Entre estos últimos factores podrían encontrarse la disminución local de la P(H20), la disminución también local de la actividad del Si, y el aumen­to paralelo de la del Al, o, con menor probabili­dad, un cambio positivo en el balance Na/K fa­vorable a la formación de berilo (BEUSS, 1966).

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La importancia que tiene la variación de la pre­sión relativa del agua en la posición de la reac­ción formadora del crisoberilo ha sido señalado por BARTON (1986). El control casi exclusivo que ejerce sobre la misma la temperatura, cuando la presión relativa del agua se acerca a la unidad, sobre todo para presiones litostáticas como las que nos ocupan, entre 3 y 5 Kb, se puede apreciar en la figura 6. En este sentido, una disminución relativa de la P(H20) del 25 por 100, a presiones litostáticas próximas a 4.5 Kb, equivale a un des­plazamiento de la curva de estabilidad del criso­berilo y cuarzo algo más de 50º C.

Todas estas consideraciones parecen sugerir la posibilidad de que el crisoberilo se pudo formar, en general, más que por un aumento de la tem­peratura en sí, por alguna o algunas de las causas anteriormente señaladas. Esto haría compatible que el berilo o crisoberilo aparecieran en pegma­titas cercanas o incluso en la misma pegmatita, en función de estos factores más locales. De to­dos modos ello no descarta el hecho, probable en muchos casos, de que pegmatitas tempranas, alóctonas, sufrieron un cierto calentamiento con posterioridad a su consolidación, lo que evidente­mente facilitaría la formación en ellas de criso­berilo.

El carácter sincinemático de las pegmatitas de Sierra Albarrana, dentro de una fase con fre­cuentes cizallas y fracturas dúctiles de bajo án­gulo tuvo que favorecer la circulación de fluidos, así como el transporte dentro de ellas de álcalis 'y sílice. Esto debió originar, por una parte, una pérdida del carácter isoquímico de las reaccio­nes de cristalización de determinados sectores de la pegmatita, con migración parcial del Si y aumento local y paralelo de la actividad del Al y, por otra parte, disminuciones, también locales, de la presión de fluidos. Todo ello debió .tras­tocar localmente las condiciones del equilibrio berilo-crisoberilo (BARTON, 1986), dando lugar a que en determinados sectores predominaran las condiciones de formación del berilo, mientras que en otras lo serían del crisoberilo, sin que ello implicara, necesariamente, sustanciales cambios termobáricos (progrados) en el proceso de con­solidación de estas pegmatitas.

Posteriormente, la presencia de berilos O indica, claramente, la existencia de procesos retrógra­dos en la pegmatita afectada, ocurriendo otro tanto con la bertrandita, significando que en al-

LAS PEGMATITAS GRANITICAS DE SIERRA ALBARRANA (CORDOBA, ESPAÑA): MINERALIZACIONES ... 4- 601

gunas de estas pegmatitas tuvieron lugar episo­dios hidrotermales por debajo de los 470º C, úni­ca manera de producirse bertrandita por hidroli­zación del berilo. Tal circunstancia es muy rara en las pegmatitas de Sierra Albarrana, en donde, usualmente, estos cuerpos se consolidan defini­tivamente a temperaturas superiores, lo que jus­tifica la rareza de bertrandita en las mismas y, de otra parte, imposibilita que se forme euclasa que debiera reemplazar al berilo, en presencia de silicatos de aluminio, hacia los 300 ºC (BARTON, 1986).

AGRADECIMIENTOS

En los doctores D. Alfredo Hernández Pacheco y Dña. Soledad Fernández Santín (Universidad Complutense) he encontrado siempre un apoyo incondicional de todo tipo; además, han enrique­cido con su lectura crítica este trabajo. Igual­mente expresamos nuestro reconocimiento a la Dra. Dña. Mercedes Peinado (Universidad de Sa­lamanca), por su apoyo y colaboración en todos los trabajos que estamos llevando a cabo en es­tas pegmatitas. Finalmente, agradecemos al Dr. D. Juan Carlos Melgarejo (Universidad de Barce­lona) sus sugerencias y consejos en la lectura crítica del manuscrito.

También hacemos constar el apoyo y facilidades que siempre nos ha brindado ENRESA, tanto en Madrid como a lo largo de los trabajos de campo, en la zona de El Cabril.

Los análisis por microsonda se han realizado en la Universidad de Oviedo. Al Dr. D. Guillermo Co­rretge, y colaboradores, especialmente a Miguel Fernártdez, nuestro reconocimiento por su ayuda en este campo.

REFERENCIAS

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Original recibido: Febrero de 1991. Original aceptado: Junio de 1991.